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iogenopal und biogenes Barium als Indikatoren fü spätquartä roduktivitatsanderungen am antarktischen Kontinentalhang, atlantischer opal and barium: Indicators uarternary changes in productivity at the Antarctic continental margin, Atlantic Sector Wolfgang J. Bonn Ber. Polarforsch. 180 (1 995) ISSN 0176 - 5027

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iogenopal und biogenes Barium als Indikatoren fü spätquartä

roduktivitatsanderungen am antarktischen Kontinentalhang, atlantischer

opal and barium: Indicators uarternary changes in

productivity at the Antarctic continental margin, Atlantic Sector

Wolfgang J. Bonn

Ber. Polarforsch. 180 (1 995) ISSN 0176 - 5027

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fŸ Omi und Opi

Wolfgang J. Bonn Alfred-Wegener-Institut fÅ ̧Polar- und Meeresforschung D-27568 Bremerhaven

Diese Arbeit ist die leicht verändert Fassung einer Dissertation, die 1995 dem Fachbereich Geowissenschaften der Universitä Bremen vorgelegt wurde.

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6 Produktivitäts und Sedimentationsmodell des

antarktischen Kontinentalhanges fü den Zeitraum der letzten 400.000 Jahre

7 Zusammenfassung und Schlußfolgerunge

8 Danksagung

9 Literatur

1 0 Anhang Material

Probenmaterial und Lage der Kernpositionen

Probenaufbereitung, Methodik und Berechnungen

Messung und Berechnung sedimentphysikalischer

Parameter

Bestimmung von Karbonat- und organischem

Kohlenstoffgehalt

Messung und Berechnung des Biogenopalgehaltes Berechnung des Bariumgehaltes

Röntgendiffraktometeranalys (RDA)

Messung stabiler Isotope

Berechnung der Sedimentation- und Akkumulationsraten

Berechnung der Paläoproduktività aus biogenem Barium

Tabellen

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Kurzfassung

Zur Rekonstruktion spätquartär Produktivitätsänderung im Bereich des antarktischen Kontinentalhanges des Weddell-, Lazarev- und Cosmonaut- meeres wurden sedimentphysikalische, sedimentologische und geochemi- sehe Untersuchungen an Sedimentkernmaterial durchgeführt Sedimentkerne mit zyklischen Schwankungen in den sedimentphysikalischen und sedimen- tologischen Parametern wurden ausgewähl und im Hinblick auf zeitliche und regionale Veränderunge der biogenen Komponenten bearbeitet. Die Sedi- mente umfassen den Ablagerungszeitraum der letzten 400.000 Jahre und sind überwiegen aus terrigenen Komponenten zusammengesetzt.

Die spätquartär Klimaschwankungen führte zu veränderte Umweltbe- dingungen, die ihrerseits in enger Wechselbeziehung zur Ausdehnung der kontinentalen Eismassen stehen. In den marinen Sedimenten sind diese Veränderunge der Paläoumwel gespeichert. Da alle Kerne im Einfluß bereich der oszillierenden Schelfeiskante und saisonalen Meereisbedeckung liegen, sind sie besonders geeignet, das Wechselspiel zwischen der terrige- nen und biogenen Sedimentation im Wechsel der Klimazyklen zu reflektieren.

An den Sedimentkernen wurden die terrigenen Komponenten Quarz und Plagioklas (dargestellt als PlagioklasIKorund-Verhältnis sowie die biogenen Parameter organischer Kohlenstoff, Karbonat, Biogenopal und Barium ermit- telt. Die Gehalte an Karbonat und organischem Kohlenstoff sind in den Sedi- menten insgesamt gering. Zudem deuten die Ergebnisse darauf hin, da es sich beim organischen Kohlenstoff um ein Erhaltungs- und nicht um ein Pro- duktivitätssigna handelt. Karbonat ist mit den Parametern Biogenopal und Barium nicht korreliert. Aufgrund der guten Übereinstimmun des Biogenopal mit Barium wurden sie als Produktivitätsindikatore genutzt.

Die Gehalte von Biogenopal und Barium lassen deutliche Änderunge in ihren Konzentrationen im Wechsel von Glazialen und Interglazialen erken- nen. Aus den Gehalten des Biogenopals, des biogenen Bariums, deren Akkumulationsraten und der Bariumflußrate wurden Abschätzunge zur Paläo (PP) und Exportproduktivitä (Pneu) gemacht. Die höchste Werte (PPmax = 82-345 gC/m2/a, Pneu,max = 14-177 gClm2la) werden in den Inter- glazialen bzw. in den Klimaoptima erreicht, stark reduzierte Werte dagegen in den Glazialen (PPmax = 14-1 07 gC/m2/a, Pneu, max = 1-25 gClm21a). Aus dem zeitlichen Verlauf der Produktionsänderunge in Bezug zu den Paläoklima änderunge wurde ein Produktivitätsmodel erstellt, das vermutlich fü weite Teile des antarktischen Kontinentalhanges zutrifft.

Nach den Abschätzunge und Berechnungen der in diesen Untersuchungen verwendeten Produktivitätsindikatore Opal und Barium ist ein Einfluà des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) im südliche Südatlanti innerhalb des erfaßte Zeitraumes von etwa 400.000 Jahren währen der Interglaziale besonders deutlich erkennbar. Die Produktivitätsberechnunge zeigen, da die mit dem NADW nach Süde transportierte Wärm in den Interglazialen auf die südliche Wassermassen relativ schnell wirksam und zudem währen

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der einzelnen Interglaziale wahrscheinlich unterschiedlich stark war. Neben dem Isotopenstadium 1 belegen die Interglaziale 5 (Substadium 5.5) und 7 einen verstärkte NADW-Einfluß

Abstract

Sedimentological, geochemical (in particular biogenic content) and physical properties from the Weddell, Lazarev and Cosmonaut seas along the Antarctic continental margin were analysed in order to reconstruct the late Quaternary productivity and sedimentary processes of this region. Seven undisturbed sediment cores were chosen. The sediments represent a depositional period from 400,000 years to the recent time.

The late Quaternary climatic changes influence changes in the paleoenviron- mental and the geological conditions, directly forced by the behaviour of the Antarctic ice sheet. All investigated cores are positioned within the oscillating ice sheet area and reflect the influence of the ice sheet in response to the climatic cycles.

The organic carbon, carbonate, biogenic opal, and barium contents were measured, andlor calculated, together with the determination by XRD of the terrigenous components such as quartz and plagioclase (expressed as rela- tive to corundum standard). The contents of organic carbon and carbonate in general are very low. The results provide an indication that organic carbon content is a preservation signal and not a productivity signal. Carbonate is not correlated with biogenic opal and biogenic barium.

Profiles of biogenic opal and barium were measured within the sediment cores providing a qualitative and quantitative tool to estimate changes in paleoproductivity over the investigated time. Generally, good correlations between the barium and opal records of the sediment cores indicate that dis- solution of opal in the water column and the sediment does not obscure the surface productivity signal. Therefore, opal can be used in combination with other proxies for paleoproductivity discussions in this area.

Maximum paleoproductivity rates (PPmax) during peak warm stages reach values between 82-345 gC/m2/a and maximum exportproductivity rates (Pnew, maX) between 14-177 gC/m2/a, that are representative of high-produc- tivity areas. They are drastically reduced during glacial times (PPmax = 14- 107 gC/m2/a, Pnew, max = 1-25 gClm2la). The results allow the development of a model for paleoproductivity processes for the last 400,000 years at the Antarctic continental margin of the Atlantic sector. Following the estimated productivity rates it can be concluded that during the last 400,000 years, North Atlantic Deep Water (NADW) heat flux into the southernmost South Atlantic Ocean was restricted to interglacial periods with stronger input of NADW driven deep water circulation during interglacial stages 1, 5 (5.5) and 7.

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1 Einleitung und Fragestellung

1 Einleitung und Fragestellung

Die Gebiete des Weddell-, Lazarev- und Cosmonautmeeres bilden den süd lichsten Teil des Südatlantik bzw. südwestlichste Teil des Südindik und umfassen etwa ein Drittel der antarktischen Küstenlinie Die Meeresgebiete stellen einen bedeutenden Sedimentationsraum dar und sind einerseits durch gleichbleibende, niedrige Wassertemperaturen von weniger als 2 'C , andererseits durch eine ausgeprägt Saisonalitä in der Eisbedeckung geprägt Damit verbunden ist das unterschiedliche Lichtangebot, das seiner- seits zu ausgeprägte jahreszeitlichen Unterschieden in der Phytoplankton- produktion führt Starker Lichtanstieg, sommerliche Oberflächenerwärmu und Dichteschichtung führe beim Phytoplankton zu einer erhöhte biologi- schen Produktion, die zeitlich und räumlic sehr variabel sein kann. Diese biologischen Prozesse, die sich insbesondere in der euphotischen Zone abspielen, spiegeln sich auch im Sediment wider. Um diese von der Saiso- nalitä und vom globalen Klima abhangigen Prozesse sowohl rezent als auch im geologischen Zeitrahmen zu betrachten, wird ein Meeresgebiet untersucht, welches eine kontinuierliche und ungestört Sedimentation aufweist und gleichzeitig im Einflußbereic des Meereises liegt. Zur Rekonstruktion der paläoklimatische Geschichte der Antarktis eignet sich der südlich Südat lantik besonders gut, da aus dem Weddellmeer bereits zahlreiche Ergebnisse zur Fragestellung des Paläoklima vorliegen und somit Hilfestellungen bei der Interpretation des bisher noch wenig erforschten Lazarev- und Cosmo- nautmeeres geben können

STAND DER FORSCHUNG Die zeitlichen Veränderunge der Orbitalparameter werden heute als Grund fü die zyklischen Klimaschwankungen angesehen (Imbrie et al. 1984, 1989). Sie gelten als Ursache fü das komplexe Wechselspiel von ozeanographi- sehen, glaziologischen und produktionsbiologischen Prozessen, die ihrerseits wieder die Sedimentation steuern und zur Ausbildung spezifischer Sediment- fazies beitragen. Aus Gaseinschlüsse im antarktischen und grönländisch Inlandeis konnte nachgewiesen werden, da die C02-Schwankungen weit- gehend parallel zu den spätquartär Klimawechseln verlaufen (Barnola et al. 1987, Lorius et al. 1990). Es wird vermutet, da der atmosphärisch COg- Rückgan währen der Glaziale auf eine Zunahme der Produktivitä im Ober- flächenwasse (2.B. Lyle et al. 1988, Sarnthein et al. 1988) sowie auf Verän derungen der ozeanischen Zirkulation, verbunden mit einer Umverteilung des Kohlenstoffs und der Nährstoff in den tieferen Ozeanen, zurückzuführ ist. Untersuchungen zur Paläoproduktività im Antarktischen Ozean lassen ver- muten, da die Produktivitä in den Glazialen geringer war als in den Intergla- zialen (Charles & Fairbanks 1990, Charles et al. 1991, Mortlock et al. 1991). Die bisherigen Untersuchungen sprechen jedenfalls dafür da Änderunge der Paläoproduktività südlic und nördlic der Polarfrontzone gegenläufi waren (z.B. Nürnber 1995). Auch aus den hohen nördliche Breiten werden höher Produktivitäte in den Interglazialen und niedrigere Produktivitäte in den Glazialen gefunden (u.a. Subba Rao & Platt 1984, Stein & Stax 1991, Schubert 1995).

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1 Einleitung und Fragestellung

Die marine Produktion ist im wesentlichen von Licht, Temperatur, Nährstoff zufuhr und der ozeanischen Zirkulation abhängig Sie ist ein wichtiger Prozeà im Kohlenstoffkreislauf (Broecker & Peng 1986) und spielt damit eine bedeu- tende Rolle fü das globale Klima. Durch die Bildung organischer Substanz im Oberflächenwasse der Meere, den anschließende Export in tiefere Wasser- schichten sowie die Ablagerung in marinen Sedimenten ("Biologische Pum- pe") (u.a. Suess 1980, Broecker & Peng 1982, Berger 1991), änder sich der COg-Partialdruck im Oberflächenwasser Da der CO2-Gehalt der Atmosphär mit dem CO2-Gehalt des Ozeans im Gleichgewicht steht, änder sich damit auch die COg-Konzentration in der Atmosphäre Meeresgebiete mit hoher Pri- mär und Exportproduktivitä sind daher von große Bedeutung, da sie die Wirksamkeit der biologischen Pumpe entsprechend beeinflussen.

Aus diesem Grund sind weitere Untersuchungen gefordert, die Informationen übe spätquartä Änderunge der Produktivitä im Oberflächenwasse lie- fern. Die vorliegende Arbeit soll mit den räumliche und zeitlichen Änderun gen der Gehalte an organischem Kohlenstoff, Karbonat, Opal und Barium und den terrigenen Komponenten im Bereich des antarktischen Kontinentalhan- ges einen Beitrag dazu leisten.

Mit Hilfe von Paläoproduktivitätsindikator ("proxies") lassen sich Paläo umweltbedingungen im Wechsel der ~lazial-interglazial-Änderunge aus den Sedimenten rekonstruieren. Als Paläoproduktivitätsindikator werden neben organischem Kohlenstoff und Karbonat auch Biogenopal und in jüngere Zeit zunehmend Barium verwendet (Dehairs et al. 1980, 1991, Stroobants et al. 1991, Dymond et al. 1992, Shimmield et al. 1994, Nürnber 1995).

Biogene Opalskelette gehöre neben biogenen Kalkschalen und terrigenen Komponenten in vielen Meeresgebieten zu den Hauptbestandteilen von Tief- seesedimenten und spielen im SiO2-Haushalt des Weltozeans eine zentrale Rolle (DeMaster 1981, Lisitzin 1985). Die heutige Zusammensetzung von sili- katischem Material in marinen Sedimenten wird durch Radiolarien und Diato- meen dominiert und in erster Linie durch biologische Prozesse in der euphoti- schen Zone sowie durch ozeanische Zirkulation bestimmt. Globale Bilanzie- rungen des marinen SiOg-Haushaltes (Lisitzin 1972, DeMaster 1981, Ledford-Hoffman et al. 1986), regionale Untersuchungen der Opalablage- rungen in marinen Sedimenten (Schrader & Schütt 1981, Schlüte 1990) sowie Sedimentfallenuntersuchungen (Gersonde & Wefer 1987, Fischer et al. 1988, Wefer et al. 1990) zeigen, da der größ Teil der gebildeten silikati- schen Opalpartikel auf dem Weg durch die Wassersaule zum Sediment wie- der gelös werden.

Die Überlieferun von opalreichen Sedimenten ist nur dann möglich wenn die Opalproduktion so hoch ist, da sie die Lösun in der Wassersaule und im Sediment übertrifft Innerhalb der Antarktischen Zone wird im Antarktischen Zirkumpolarstrom mengenmäß das meiste Opal akkumuliert. Dieser Bereich der hohen Opalakkumulation zeigt sich in der Ausbildung des Opalgürtel um die Antarktis, wo 50 bis 95 % des Sediments aus biogenem Opal bestehen (DeMaster 1981). Daneben spielen Sedimentations- und Bioturbationsraten eine wesentliche Rolle. Eine teilweise Opallösun des an Silizium untersättig

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1 Einleitung und Fragestellung

ten Porenwassers führ zur Erhöhun der SiO2-Porenwasserkonzentration und kann dadurch zur Erhaltung des verbleibenden Opals im Sediment bei- tragen (Bohrmann 1988). Heute läà sich in globalen Verteilungskarten ein deutlicher Zusammenhang zwischen Gebieten hoher Opalprimärproduktio und erhöhte Opalgehalten im Sediment erkennen (u.a. Lisitzin 1972, Broecker & Peng 1982). Auf der Basis dieser Befunde wurde der Opalgehalt in zahlreichen Arbeiten genutzt, um Aussagen übe die Paläoproduktività zu treffen (Lisitzin 1972, DeMaster 1981, Ledford-Hoffman et al. 1986, Bohrmann 1 988).

Tiefenprofile gelöste und partikuläre Bariums sowie die Ähnlichkei zwi- schen den Profilen gelöste Bariums und Silikats in der Wassersäul lassen erkennen, da die Bildung von Barytkristallen in marinen Systemen eng mit dem Vorkommen mariner silikatischer Mikroorganismen verbunden ist. Die Barytbildung scheint an den Abbau organischen Materials innerhalb der Was- sersäul gekoppelt zu sein, da das Corg/Ba(biO)-Verhältni in Sinkstoffallen mit zunehmender Wassertiefe abnimmt (z.B. Nürnber 1995, Francois et al., im Druck). Der Zusammenhang zwischen der Verteilung und Konzentration von Barium in marinen Sedimenten und der Produktivitä im Oberflächenwasse (Dehairs et al. 1980, Schmitz 1987, Bishop 1988) führt dazu, Barium als Paläoproduktivitätsanzeig zu verwenden (u.a. Dymond et al. 1992, Von Breymann et al. 1992, Shimmield et al. 1994). Außerde hat sich in Unter- suchungen gezeigt, da Barium gegenübe äußer Einflüsse stabiler als andere Produktivitätsindikatore ist und im oxischen Milieu keinen diagene- tischen Veränderunge unterliegt (Von Breymann et al. 1992).

In der Literatur gibt es bisher nur wenige Untersuchungen, die sich mit der rezenten Produktivitä am antarktischen Kontinentalhang im Bereich des Weddell- und Lazarevmeeres beschäftigte (z.B. Wefer et al. 1988, Wefer & Fischer 1991, Gleitz et al. 1994). Obwohl einzelne Ergebnisse zur Bariumver- teilung in Oberflächensedimente und zu Änderunge der Produktivitä im südliche Südatlanti bereits vorliegen (Chan et al. 1977, Dehairs et al. 1991, 1992, Stroobants et al. 1991, Shimmield et al. 1994, Nürnber 1995), gibt es noch keine Untersuchungen zur Paläoproduktività des südlichste Südpolar meeres, insbesondere des antarktischen Kontinentalhanges.

Anhand der Abfolgen in den gemessenen Parametern lassen sich die Verän derungen der glaziologischen und hydrographischen Verhältniss studieren und deren Entwicklung bis hin zu den rezenten Umweltbedingungen rekon- struieren. Im Rahmen dieser Arbeit wird versucht, übe Opal- und Bariumge- halte in den Sedimenten Änderunge der marinen Produktivitä im Laufe des Spatquartär aufzuzeigen.

Die durchgeführte Untersuchungen gingen im wesentlichen folgenden Fragestellungen nach:

1. Läà sich Opal in Sedimenten des antarktischen Kontinentalhanges zur Abschätzun der Paläoproduktività heranziehen, oder handelt es sich ausschließlic um ein Erhaltungssignal?

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1 Einleitung und Fragestellung

2. Ist Barium als Paläoproduktivitätsindikat in Sedimenten des antarktischen Kontinentalhanges zu nutzen?

3. Wie korrelieren Barium und Opal mit weiteren Paläoproduktivität 'Indikatoren?

4. Lassen sich mit Hilfe von Barium und Opal paläozeanographisch Aussagen treffen?

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2 Arbeitsgebiet

2 Arbeitsgebiet

Das Arbeitsgebiet liegt im südlichste Teil des Südatlantik und umfaß groß Teile des antarktischen Kontinentalhanges von etwa 43 OW bis 37 OE (Abb. 1). Die Positionen der in dieser Arbeit untersuchten marinen Sedimentkerne liegen vor den Süd-Orkney-Inseln am nordwestlichen Rand des Weddell- meeres, vor der Atka-Bucht im östliche Weddellmeer, westlich des Astrid- Rücken im Lazarevmeer und östlic des Gunnerus-Rücken im Cosmonaut- meer. Der antarktische Kontinent stellt die südlich Begrenzung des Untersu- chungsgebietes dar, wobei seine Küstenlini in große Bereichen durch den Rand des Eisschildes überdeck ist und nicht mit der kontinentalen Küstenlini zusammenfällt Daher werden die Umrisse des Weddell-, Lazarev- und Cos- monautmeeres nahezu ausschließlic durch die sie umgebenden Eisschelfe geformt.

0 500 1000 - Kilometer

Abb. 1: Karte der Antarktis mit den Untersuchungsgebieten ( I ) , ( 2 ) , (3).

2.1 Geologischer Ãœberblic

Das Ende des Superkontinentes Gondwana wurde im mittleren Jura durch intensiven Vulkanismus eingeleitet (Lawver et al. 1985, 1991, Barker et al.

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2 Arbeitsgebiet

1991, Kristoffersen & Hinz 1991, Pankhurst et al. 1991). Mit dem Auseinander- brechen von Gondwana nahm die Entstehung des antarktischen Kontinentes in seiner heutigen Form ihren Anfang. In der Folge dieser Entwicklung bildete sich u.a. auch das Weddellmeer-Becken (Bergh 1977, Hinz & Krause 1982, Lawver et al. 1985, Pankhurst et al. 1991). Etwa an der Grenze Oligo- zänIMiozà fand ein plattentektonisches Ereignis statt, da die Entwicklung der Südhemisphä entscheidend beeinflußte Die Öffnun der Drake- Passage ermöglicht den Durchfluà von Tiefenwasser und damit die Entste- hung des Zirkumpolarstromes (Abb. 2).

60 Ma (Paläozä 35 Ma (Oligozän

kontinentaler Eisschild

Rezent

Abb. 2: Entwicklung der Oberflächen-Stromsystern in den Ozeanen der Südhemisphare Dunkle Pfeile zeigen kalte Strömungen helle Pfeile zeigen warme Strömunge an. Nach Kvasov & Verbitsky (1981) kam es zu Beginn des Oligozän irn Pazifik zur Bildung eines kühle Sudäquatorialstrome (schraffierte Pfeile).

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2 Arbeitsgebiet

Dadurch wurden meridionale Strömunge verhindert und eine wirksame ther- mische Isolation der Antarktis unterstütz (Barker & Burrell 1977, 1982, Kvasov & Verbitsky 1981, Barker et al. 1988, Ciesielski et al. 1991, Ehrmann 1994). Die heutige Pollage hatte die Antarktis bereits in der Oberkreide erreicht, jedoch führt erst ihre thermische Isolation zur Vereisung. In seinen Grundzü gen ähnel das ozeanische Stromsystem seit der Öffnun der Drake-Passage der rezenten Situation und hat möglicherweis zur Intensivierung der käno zoischen Vereisung beigetragen (Kvasov & Verbitsky 1981, Barker & Burrell 1982, Robin 1988, Ehrmann 1994). Ab dem unteren Oligozä vor Ca. 36 Ma ging in der Ostantarktis die Gebirgsvergletscherung in eine kontinentale ost- antarktische Vereisung über Ab dem Obermiozä (8,6 Ma) bauten sich auch in der Westantarktis erstmals groß Schelfeise auf (Ciesielski et al. 1982, Ehr- mann & Mackensen 1992, Mackensen & Ehrmann 1992, Ehrmann 1994). Vor 4,8 Ma bildete sich vermutlich ein stabiler Eisschild auf dem nördliche Teil der Antarktischen Halbinsel und dem Süd-Orkney-Mikrokontinent was sich in der verstärkte Ablagerung von eistransportiertem Material in den Sedimen- ten zeigt (Barker et al. 1988).

2.2 Bathymetrie des Weddell-, Lazarev- und Cosmonautmeeres

Das Untersuchungsgebiet dieser Arbeit liegt am antarktischen Kontinental- hang im Bereich des Weddell-, Lazarev- und Cosmonautmeeres. Die Karten- grundlage bildet die GEBCO-Karte 5.18 (Johnson et al. 1983, LaBreque et al. 1983). Im folgenden werden die einzelnen Regionen, die fü die Sediment- kerne maßgeblic sind, vorgestellt.

SUD-ORKNEY-MIKROKONTINENT/ WESTLICHES WEDDELLMEER Der Süd-Orkney-Mikrokontinen (SOM) (King & Barker 1988), der auch als Süd-Orkney-Platea bezeichnet wird, befindet sich arn nordwestlichen Rand des Weddellmeeres bei etwa 60 OS und 45 OW und wird übe dem Meeres- spiegel durch die Süd-Orkney-Insel repräsentiert Er bildet einen Teil des Süd-Scotia-Rücken Geographisch wird der SOM im Norden durch den Süd Orkney-Trog, im Osten durch das Jane-Becken, im Süde vom Weddellmeer und im Westen durch das Powell-Becken begrenzt (Abb. 3). Der SOM ist das größ kontinentale Fragment, das den Süd-Scotia-Rück zusammen mit mehreren von Ost nach West verlaufenden Erhebungen aufbaut. Er liegt an der konservativen Plattengrenze zwischen der Scotia-Platte im Norden und der Antarktischen Platte im Süde (Pudsey et al. 1987, King & Barker 1988).

Morphologisch läà sich das Gebiet in den Schelf sowie einen Kontinental- hang mit einem oberen Steilabfall und einem in Becken und Rücke zerglie- derten unteren Hang aufteilen (Abb. 4). Es folgen zur Tiefe mehrere hinterein- anderliegende Teilbecken, an die sich die Tiefseebene anschließ (Füttere 1984). Die Schelfbereiche des Süd-Orkney-Plateau fallen von etwa 250 m Wassertiefe nahe der Süd-Orkney-Insel übe eine Strecke von 170 km zum Schelfrand hin auf ca. 550 m Tiefe ab. Am Schelfrand und am oberen Hang ist die Sedimentbedeckung gering und wird vermutlich durch starke Stro- mungen beeinfluß (Grüni 1991). Lediglich in den Becken sammelt sich Sediment, das durch zyklische Wechsel von sandig-siltigen und tonig-siltigen

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2 Arbeitsgebiet

Ablagerungen mit wechselnden Gehalten an Diatomeen, Radiolarien und karbonatischen Mikrofossilien sowie eistransportiertem Material gekenn- zeichnet ist (Grüni 1991).

Abb. 3: Bathymetrische Karte des Weddellmeeres im atlantischen Sektor des Südpolarmee res mit den untersuchten Kernpositionen. Tiefenlinien in Meter nach GEBCO (Johnson et al. 1983, LaBreque et al. 1983).

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2 Arbeitsaebiet

N Tiefe rmi

I-

Abb. 4: Bathyrnetrisches Profil vom südöstlich Hang des Süd-Orkney-Mikrokontinent mit Lage der Kernposition PS1575 (veränder nach Brehrne 1992).

ATKA-BUCHT / OSTLICHES WEDDELLMEER Das Weddellmeer ist im Norden durch die Süd-Shetland-Insel und den südliche Scotia-Rucken, im Osten und Südoste durch den ostantarktischen Kontinent, im Suden durch das Filchner-Ronne-Schelfeis und im Westen durch die Antarktische Halbinsel begrenzt.

Die Kernstationen PS1 375, PS1506 und PS1 648 liegen östlic von Kapp Norvegia, im Bereich der Atka-Bucht (Abb. 3). Wie weiter westlich vor Kapp Norvegia (Grobe 1986) läà sich auch vor der Atka-Bucht der Kontinentalrand in vier Teile gliedern: Der breiten Eiskante ist in 250 m Tiefe ein etwa 50 km breiter Schelf vorgelagert. Ihm folgt der obere steile Kontinentalhang mit einer Hangneigung von ca. 12O bis zu einer Wassertiefe von 2200 m. Im mittleren Teil wird der Hang durch eine ca. 110 km breite, flacher einfallende Hangterrasse zwi- schen 2200 und 3200 m unterbrochen. Daran schließ sich der ebenfalls relativ steile untere Kontinentalhang an, der bis in den Tiefseebereich abfällt Der obere Kontinentalhang weist eine schwach wellige Morphologie auf. Der mittlere und untere Teil der Hangterrasse ist durch tief eingeschnittene Ero- sionsrinnen geprägt die damit das vor Queen Maud Land weit verbreitete Bild submariner Erosionsrinnen ergänze (Abb. 5).

Generell weist der das Weddellmeer umgebende Schelf eine maximale Breite von 500 km und Tiefen von 500 bis 600 m auf. Der antarktische Schelf liegt durch die Auflast des Eisschildes mehrere hundert Meter tiefer als andere Kontinentalschelfbereiche (Johnson et al. 1982, Grobe 1986).

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2 Arbeitsaebiet

Abb. 5: Bathyrnetrisches Tiefenprofil des östliche Weddellmeeres (Atka-Bucht) mit auf das Profil projezierter Lage der Kernpositionen PS1375, PSPS1506 und PS1648. 100-fach über höh (T. Schöne Bathymetrie, AWI, Brernerhaven).

ASTRID-RUCKEN 1 LAZAREVMEER Der Astrid-Rücke ist eine an den antarktischen Kontinent angrenzende morphologische Erhebung und erstreckt sich ca. 600 km nach Norden (Abb. 6) zwischen 8 und 18 OE. Der Rücke erhebt sich bis etwa 3000 m übe die ihn umgebende Tiefseebene. Der Astrid-Rücke trennt geographisch das Lazarevmeer, das sich nordöstlic des Fimbul-Schelfeises an das Weddell- meer anschließt vom Riiser-Larsenmeer im Osten ab.

Bislang gibt es noch wenige Untersuchungen zur Geologie dieses Gebietes. Erst in den letzten Jahren wurde der geologische Aufbau des Kontinen- talrandes von Queen Maud Land währen mehrerer Antarktis-Expeditionen mit Hilfe marin-geophysikalischer Verfahren untersucht (Hinz & Krause 1982, Füttere & Schrems 1991). Währen weiterer Expeditionen (Füttere & Schrems 1991, Bathmann et al. 1992) wurde im Bereich des Astrid-Rücken geologisches Probenmaterial gewonnen. Aus seismischen Messungen erge- ben sich Sedimentmächtigkeite von minimal 200 m auf den submarinen Plateaus und mehr als 2000 m in den angrenzenden Tiefseebecken.

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2 Arbeitsgebiet

Das hier untersuchte Probenmaterial wurde entlang zweier Profile, die senk- recht zum antarktischen Kontinentalhang liegen, gewonnen (Abb. 6, 7) . Zwar zeigen beide prinzipiell die schon vor Kapp Norvegia beschriebene Glie- derung des Kontinentalhanges, unterscheiden sich jedoch in ihrer Morpholo- gie deutlich voneinander. Das Profil bei 1 OE weist gegenübe dem bei 6 "E gelegenen Profil eine wesentlich steilere Hangmorphologie auf und ist stärke durch Erosionsrinnen zerfurcht (Abb. 7). Die Hangterrasse ist hier nur etwa 60 km breit und damit deutlich schmaler als die des Nachbarprofils und des untersuchten Bereichs vor der Atka-Bucht. Das Parallelprofil auf 6 OE (Abb. 7 ) zeigt eine ruhigere Morphologie. Auf einen relativ steilen oberen Hang folgt eine tiefe Erosionsrinne von 200 bis 300 m Tiefe, die durch eine breite Hang- terrasse abgelös wird. Diese geht anschließen in den steileren unteren Hang über bis schließlic unterhalb von 4200 m die Tiefsee erreicht wird.

Abb. 6: Geologische Probenstationen irn Lazarevrneer westlich des Astrid-Rücken mit Bathy- rnetrie (veränder nach Kuhn et al. 1992).

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2 Arbeitsgebiet

0 Tiefe [ml 1000

2000

3000

4000

0 Tiefe [ml

1000

2000

3000

4000

Abb. 7: Probenstationen entlang von zwei S-N-Profilen senkrecht zum Kontinentalhang vor Queen Maud Land (Astrid-Rücken Lazarevmeer) (veränder nach Kuhn et al. 1992).

GUNNERUS-RUCKEN / COSMONAUTMEER Der Gunnerus-Rücke erstreckt sich im Bereich von etwa 31 bis 35 OE und von etwa 65 OS bis an den antarktischen Kontinent vor der Küst des Queen Maud Landes (Riiser-Larsen-Halbinsel) bei etwa 68 OS. Im Norden ist ihm der Kainan-Maru-Seamount vorgelagert. Der Rücke trennt die Tiefseege- biete des Cosmonautmeeres im Osten von denen des Riiser-Larsenmeeres im Westen (Abb. 8).

Der ostantarktische Kontinentalhang ist morphologisch durch zahlreiche Canyon-Strukturen zergliedert. Sie dienen, ausgehend von der Schelfeis- kante in etwa 500 m Wassertiefe, als Abflußrinne fü Trübeströ in die Tiefsee. Bathymetrische Vermessungen zeigen, da die Canyons, wie z.B. der Ritscher-Canyon (Schmied1 1990, Füttere & Schrems 1991, Maus 1993) einige hundert Meter tief in die Hangsedimente eingeschnitten sind. Sie kön nen bereits im Zuge der kontinentalen Vereisung des antarktischen Konti- nents ab dem frühe Miozä aktiviert worden sein (Wright et al. 1983).

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2 Arbeitsgebiet

Abb. 8: Karte des Gunnerus-Rücken und angrenzender Bereiche mit Bathymetrie und Lage der Kernposition (nach Schmied1 1990).

2.3 Hydrographischer Ãœberblic

Die Ozeanographie des Südpolarmeere wird durch ein große zirkumant- arktisches Strom- und' Frontensystem, den Antarktischen Zirkumpolarstrom (ACC), gekennzeichnet. Der ACC ist ein Ringstromsystem, das alle Wasser- massen von der Meeresoberfläch bis zum Meeresboden umfaßt Er wird durch die vorherrschenden Westwinde angetrieben und umström somit den antarktischen Kontinent im Uhrzeigersinn (Hellmer & Bersch 1985, Whitworth 1988, Orsi 1993). Der ACC gliedert sich in zonal verlaufende Strombänder die jeweils durch ozeanische Frontensysteme begrenzt sind, innerhalb derer deutliche Temperatur- und Salinitätsgradiente existieren (Whitworth & Now-

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lin 1987). Den nördliche Rand bildet die Subtropische Front (STF), die den ACC vom warmen, salzreichen Wasser des Subtropischen Wirbels trennt. Die antarktische Divergenz, die im indischen und atlantischen Sektor bei etwa 65 OS liegt, trennt den westwärt fließende Antarktischen Küstenstro im Süde vom ACC im Norden. lm Süde des atlantischen Sektors wird der ACC durch den zyklonischen Weddellmeer-Wirbel, im südliche Teil des Sud-Pazifiks durch den zyklonischen Rossmeer-Wirbel begrenzt (Abb. 9). Ausführlich Beschreibungen der ozeanographischen und hydrographischen Verhältniss geben Gordon & Goldberg (1970), Hellmer & Bersch (1985) und Whitworth (1 988).

Die Polarfrontzone (PFZ), die zwischen Ca. 45 und 50 OS liegt, wird im Nor- den durch die Subantarktische Front (SAF) und im Süde durch die Polar- front (PF) begrenzt. lm Bereich der Polarfrontzone taucht kaltes (< 2 'C), salzarmes Antarktisches Oberflächenwasse (AASW) unter wärmere (ca. 9 OC), salzreiches Subantarktisches Oberflächenwasse (SASW) und fließ als Subantarktisches Zwischenwasser (SAIW) nach Norden, wo es bis zum Äquato nachgewiesen werden kann (Whitworth 1988). Unter dem kalten und relativ salzarmen AASW fließ das warme, etwa 2000 m mächtig Zirkum- polare Tiefenwasser (CDW) nach Süde und stellt im südliche Südatlanti die dominierende Wassermasse dar (Emery & Meincke 1986). Da sich das CDW als Mischwasserkörpe aus verschiedenen Wassermassen aller drei Weltmeere zusammensetzt, besitzt es einen weiten Temperatur- (0, l bis 2 OC) und Salinitätsbereic (34,62 bis 34,73 %') (Emery & Meincke 1986). Der Wasserkörpe des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) teilt das CDW bei seinem Eintritt in den ACC bei etwa 45 bis 55 OS in ein oberes (UCDW) und ein unteres (LCDW) Zirkumpolares Tiefenwasser.

Die Ausdehnung des Weddellmeer-Wirbels wird im Norden durch den Scotia- Rucken (60 OS), im Süde durch den antarktischen Kontinent und im Westen von der Antarktischen Halbinsel begrenzt (Gordon et al. 1981). Die östlich Begrenzung des Wirbels ist noch nicht in vollem Umfang geklär (Deacon 1979, Gordon et al. 1981, Comiso & Gordon 1987), reicht aber mindestens bis etwa 20 bis 30 OE (Carmack & Foster 1977) bzw. bis 40 OE (Gordon et al. 1981). Die Wassermassen des Weddellmeeres, das im Süde und Westen halbkreisförmi vom antarktischen Kontinent begrenzt ist, lassen sich folgen- dermaße gliedern: Die obersten 200 m der Wassersäul des Weddell- meeres werden aus dem Antarktischen Oberflächenwasse aufgebaut, das sich im Winter durch Temperaturen nahe dem Gefrierpunkt (-1,8 bis 0 'C) auszeichnet und als Winterwasser (WW) bezeichnet wird (Hellmer & Bersch 1985, Whitworth & Nowlin 1987). In der darunterliegenden Schicht zwischen 200 bis 1500 m befindet sich das Warme Tiefenwasser (WDW) (Foldvik et al. 1985, Gordon 1982) und bildet die etwas kältere salzärmer Komponente des Zirkumpolaren Tiefenwassers (Gordon 1982). Durch Mischung des WW und des WDW entsteht das Modifizierte Warme Tiefenwasser (MWDW). Das Antarktische Bodenwasser (AABW) kommt im Arbeitsgebiet unterhalb von 1500 m Wassertiefe vor und reicht im östliche Teil des Weddellmeer-wir- bels bis zum Meeresboden. Fü die Bildung des AABW sind das Westliche Schelfwasser (WSW) und das Schelfeiswasser (ISW) von Bedeutung (s.u.). Durch Mischung des AABW mit dem NADW entsteht das CDW. Das AABW

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entspricht nach Orsi et al. (1993) dem Weddellmeer Tiefenwasser (WSDW). Das AABW (0 bis -0,7 OC, Foster & Carmack 1976) wird von dem noch kälte ren Weddellmeer Bodenwasser (WSBW, -0,7 bis -1,4 'C) unterlagert, wel- ches durch das Vermischen von Westlichem Schelfwasser bzw. Schelfeis- Wasser mit dem Weddellmeer Tiefenwasser gebildet wird (Foldvik et al. 1985).

Die ozeanographischen Bedingungen im Bereich der Küstenzon werden durch den kalten, salzarmen Antarktischen Küstenstro beherrscht, der das östlich Schelfwasser (ESW) transportiert. Die Bewegung des Küstenstrom ist nach Westen gerichtet und folgt hier den Konturen des Kontinentalrandes nach Südwesten Auf dem westlichen Schelf fließ das Westliche Schelfwas- ser (WSW). Es besitzt die gleichen Temperaturen wie das WW, ist jedoch salzreicher. Vor dem Ronne-Filchner-Schelfeis, das einen Teil der Küst des Weddellmeeres bildet, ist der Schelf auf der Höh des Filchner-Schelfeises durch eine etwa 1 I00 m tiefe Depression, die Filchner-Rinne, unterbrochen. In ihr fließ das Eisschelfwasser (ISW) nach Norden ab, das im Salzgehalt dem WSW gleicht und die niedrigsten Temperaturen im Weddellmeer auf- weist. Als Hauptkomponente der Entstehung des ISW wird das dichte, unter dem Filchner-Schelfeis zirkulierende, salzreiche WSW angesehen. Es ström vom Berkner-Schelf in die Filchner-Rinne und an deren Ostflanke bis weit unter das Filchner-Schelfeis. Es läà durch Wechselwirkung mit dem Schelfeis das ISW entstehen, das durch Temperaturen < 1,9 OC und Salzgehalten von 34,56 bis 34,68 gekennzeichnet ist (Carmack & Foster 1975, Foldvik & Gammelsr~d 1988).

Der antarktische Kontinent ist heute zu etwa 98 YO mit Eis bedeckt und währen mehrerer Monate von einem breiten Meereisgürte umgeben (Abb. 9). Das Verhalten des antarktischen Inlandeises ist in Bezug auf das aktuelle Klimageschehen von große Interesse, da Änderunge seiner Mächtigkei und seiner Ausdehnung eine bedeutende Rolle fü globale atmosphärisch und ozeanographische Prozesse, wie z.B. weltweite Meeresspiegelschwan- kungen spielen (Huybrechts 1992).

Die Küstenlini der Antarktis ist zu 44 Y. aus Schelfeisen aufgebaut (Drewry 1983), die teilweise durch das Inlandeis genähr bzw. aufgebaut werden. Die Grenze zwischen dem Inland- und dem Schelfeis bildet die Grundberüh rungslinie (= Trennlinie zwischen aufliegendem und schwimmenden Schelf- eis), von der bis zur Schelfeiskante die Mächtigkei des Schelfeises stark abnimmt. Die Schelfeise fließe mit einigen hundert Metern pro Jahr (Drewry & Cooper 1981) und werden durch Eisströme die bestimmten Eisflußlinie folgen (Drewry 1983), sowohl aus der Westantarktis als auch aus dem Trans- antarktischen Gebirge gespeist. Schelfeise bilden in große Teilen des Weddell-, Lazarev- und Cosmonautmeeres die Küstenlinie Aus ihnen könne durch Abbruche an der Schelfeiskante (Kalbung) Eisberge entstehen, die so terrigenen Detritus mehrere tausend Kilometer von der Antarktis wegtragen können Die Drift der Eisberge wird von der globalen Wind- und Wasser- zirkulation gesteuert (Tchernia & Jeannin 1984, Kottmeier & Fahrbach 1989)

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und hat somit auch Auswirkungen auf die Verteilung der durch Eisberge mit- geführte Sedimentfracht, welche diese aus ihrem jeweiligen Einzugsgebiet mitbringen. Durch Ostwinde südlic von 70 O S und unter Einfluà des Weddellmeer-Wirbels werden sie nach Westen und Südweste (Melles 1991) sowie schließlic nach Norden verdriftet (Brehme 1992).

Das Meereis beeinfluß durch seinen Bedeckungsgrad, seine Mächtigkei und seine Rauhigkeit den Austausch von Wärme Wasserdampf und Gasen zwi- schen Ozean und Atmosphär (Kottmeier & Fahrbach 1989). Die Meereis- verbreitung in der Antarktis ist starken jahreszeitlichen Schwankungen unter- worfen (Abb. 9). lm Winter ist der Süd-Ozea bis zu 20 Mi0 km2, im Südsom mer zu Ca. 4 Mi0 km2 mit Meereis bedeckt (Ropelewski 1983, Gordon & Comiso 1988, Denton et al. 1991, Gloersen et al. 1992, Olbers et al. 1992). In den Monaten Juni bis November ist fast das gesamte Weddellmeer zu mehr als 80 % von Meereis bedeckt (Gloersen et al. 1992). Die maximale Eisbe- deckung im September beträg hier 7,6 Mi0 km2 (Gloersen et al. 1992). Sie nimmt dann rasch ab und erreicht im Februar ein Minimum von Ca. 0,9 Mi0 km2. Die Werte beziehen sich auf die Winter-/Sommer-Situation fü das Jahr 1980 (Gloersen et al. 1992). Dabei ist das östlich Weddellmeer im Sommer fast eisfrei, währen der westliche Teil ganzjähri mit Eis bedeckt ist (Gordon 1981, Kottmeier & Fahrbach 1989). Das Seegebiet vor Kapp Nor- vegia ist von November bis Februar frei von Packeis (Grobe 1986). Die Gebie- te im Bereich des Astrid- und Gunnerus-Rücken sind im Durchschnitt von Januar bis April eisfrei. Hier treten in den Wintermonaten Küstenpolynya auf (Gloersen et al. 1992), die generell durch starke, örtlich Einwirkung ablan- diger (katabatischer) Winde auf das vor der Küst neu gefrierende Eis entste- hen. Dadurch wird das Meereis großräum seewärt fortgetrieben, so daà ein Streifen offenen Wassers zwischen Küst und Meereis gebildet wird (Hellmer & Bersch 1985, Gordon 1988, Gordon & Comiso 1988, Kottmeier & Fahrbach 1989). Die so entstandenen freien Wasserfläche geben dann Warme an die Atmosphär ab, wobei die Wasseroberfläch bis zum Gefrierpunkt abgkühl wird und es zur Neueisbildung kommt. Dieses neugebildete Eis wird dabei permanent seewärt getrieben, so daà die offenen Wasserfläche frei gehal- ten werden und ständi neues Eis entstehen kann. Die intensive Neueispro- duktion hat eine Erhöhun des Salzgehaltes des Wassers übe den Schelfge- bieten zur Folge und kann die Bildung des Antarktischen Bodenwassers förder (Foster 1972, Zwally et al. 1985). Hochseepolynyas, deren Entstehung noch nicht vollständi geklär ist, sind im Weddellmeer im Bereich der Maud- Kuppe und im Cosmonautmeer beobachtet worden (Comiso & Gordon 1987).

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2 Arbeitsgebiet

Schelfeis Meereis (Winter) Meereis (Sommer)

Abb. 9: Karte des Südpolargebiete mit der Polarfrontzone (PFZ), dem Weddellmeer- und Rossmeer-Wirbel und der durchschnittlichen Sornrner- und Winter-Meereisverbreitung (verän dert nach Whitworth 1988 und Gloersen et al. 1992).

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3 Stratigraphie

3 Stratigraphie

STRATIGRAPHIE DER SPATQUARTAREN SEDIMENTE Aus dem Südpolarmee gibt es bisher nur wenige Kerne, die ausreichend Karbonat fü eine Isotopenstratigraphie enthalten (Füttere et al. 1988, Pudsey et al. 1988). Erst die Bearbeitung von Kernen aus dem östliche Weddellmeer (PS1388, PS1506) ermöglicht die Erstellung einer detaillierten Stratigraphie fü Sedimente vom antarktischen Kontinentalhang, die mit der globalen Isoto- penstratigraphie korreliert werden konnte (Grobe & Mackensen 1992, Mackensen et al. 1994).

Durch Wassermasseneffekte (Wefer 1985), temperaturabhängig Fraktionie- rung, Schmelzwassereffekte und postsedimentär Veränderunge des Kar- bonats in den Sedimentkernen lassen sich die fü diese Arbeit gemessenen Isotopendaten nur eingeschränk als stratigraphisches Werkzeug verwenden. Die in den Oberflächenprobe holozäne Alters gemessenen 6180-Werte erreichen Werte um 3,8 %o. Die leichten Werte des Holozän werden aber in den Warmphasen 5 und 7 nur mehr in zwei Kernen erreicht (PS2038, PS2056). Ansonsten schwanken die übrige Werte zwischen 4 und 5 x0. Daher mußt auf ein anderes Hilfsmittel zur stratigraphischen Einornung zu- rückgegriffe werden: Zur chronostratigraphischen Datierung wurde eine Lithostratigraphie erstellt, die nach der Methode von Grobe & Mackensen (1992) aus der Summe der sedimentologischen und zusätzlic sedimentphy- sikalischen Daten aufgebaut und mit dem SPECMAP-Datensatz von Imbrie et al. (1 984) verglichen wurde.

Das lithostratigraphische Modell von Grobe & Mackensen (1992) beruht auf der Korrelation der Isotopenkurve des Kerns PS1388 mit verschiedenen sedi- mentologischen Parametern. Der Vergleich zeigt, da signifikante Änderun gen bestimmter sedimentologischer Parameter innerhalb des Sedimentker- nes mit klimatischen Wechseln korreliert werden können Zur Erstellung des lithostratigraphischen Modells wurden von Grobe & Mackensen (1 992) die Altersmodelle einzelner Sedimentkerne berechnet, wobei die stratigraphi- schen Fixpunkte dort festgelegt wurden, wo eine Korrelation markanter litho- logischer Wechsel mit Stadiengrenzen der Isotopenchronologie möglic war (Grobe & Mackensen 1992, Grobe et al. 1993). An 11 ausgewählte Sedi- mentkernen aus dem östliche Weddellmeer wurden die wichtigsten sedi- mentologischen Parameter gestapelt, indem die Kerne in äquidistant Zeit- schritte von 1000 Jahren unterteilt und die Parameter auf einen Wertebereich zwischen 0 und 1 normiert wurden. Die resultierenden gestapelten Daten zei- gen die gemittelten, relativen Änderunge der sedimentologischen Parameter (Grobe & Mackensen 1992), die zur graphischen Korrelation genutzt werden könne (Abb. 10).

Untersuchungen zahlreicher Sedimentkerne aus dem südliche Südatlanti haben gezeigt, da die entsprechenden lithologischen Wechsel in den mei- sten Kernen deutlich erkennbar sind, so da eine stratigraphische Einstufung der spätquartär Sedimente im atlantischen Teil des Südpolarmeeres ins- besondere im Bereich der antarktischen Küstenlinie durch die Anwendung

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3 Stratigraphie

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der Lithostratigraphie ermöglich wird (Grobe et al. 1993).

Die in den hier untersuchten Sedimentkernen auftretenden markanten litholo- gischen Wechsel, die auf Änderunge in der terrigenen Zusammensetzung und Zufuhr sowie auf Änderunge in der biologischen Produktion zurück zuführe sind, zeigen den Wechsel zwischen glazialen und interglazialen Sedimentationsbedingungen an. Sie konnten mit den Grenzen von Isotopen- stadien korreliert werden, so da es mittels der erstellten Lithostratigraphie möglic war, eine stratigraphische Einstufung der pleistozäne Sedimente fü den Bereich des antarktischen Kontinentalrandes des Weddell-, Lazarev- und Cosmonautmeeres zu erhalten. Eine Unterteilung der Isotopenstadien 2, 3 und 4 war nicht möglich diese Stadien wurden daher zusammengefaßt Da in einigen Kernen währen des gemäßigt Warmzeitklimas eine Fazies sedi- mentiert wird, die in den meisten Parametern glazialen Ablagerungen sehr ähnlic sein kann, mußte teilweise aufgrund fehlender Datierungsmöglich keiten und geeigneter Parameter die Stadien 2 bis einschließlic Substadium 5.4 zusammengefaß werden. Fü die Kerne PS1506 (Mackensen et al. 1994, Shimmield et al. 1994), PS1575 (Brehme 1992) und PS1648 (Grobe & Mackensen 1992) lagen bereits Altersmodelle vor, die weitgehend übernom men bzw. aufgrund zusätzliche sedimentphysikalischer Daten angepaß wur- den.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

An zwöl Schwerelotkernen aus dem Lazarevmeer, die währen der Expedi- tion ANT 1x13 mit FS "Polarstern" gewonnen wurden (Bathmann et al. 1992) - vom Kontinentalhang bis zur Tiefsee - wurden Standarduntersuchungen (Wassergehalt, Radiographien, Pyknometerdichte, Karbonat, organischer Kohlenstoff, stabile Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope) durchgeführ (Tab. 1). An einigen Kernen wurden Messungen des Biogenopal und z.T. des Bariums sowie sedimentphysikalische Untersuchungen vorgenommen (Tab. 1). Von den Kernen des westlichen und östliche Weddellmeeres sowie des Cosmo- nautmeeres standen Untersuchungsergebnisse von Karbonat, organischem Kohlenstoff (Corg), Pyknometerdichte, IRD, Feuchtraumdichten (Einzelproben und DMS) (Brehme 1992, Grobe & Mackensen 1992, Gerland 1993) sowie unpublizierte Daten von H. Grobe und G. Kuhn, AWI, Bremerhaven, zur Ver- fügun (Tab. 1). Die Sedimentkerne PS1 575, PS1 648, PS1 821, PS2038 und PS2056 stellen die Eckpfeiler fü die vorliegende Arbeit dar und werden detailliert vorgestellt. Auf die Ergebnisse in Kern PS2056 unterhalb eines Hiatus bei der Kerntiefe von 395 cm wird im Rahmen dieser Arbeit nicht wei- ter eingegangen, da hier nur Sedimente quartäre Alters betrachtet werden, was auf die im Kern PS2056 unterhalb des Hiatus vermutlich nicht zutrifft. Die im Rahmen dieser Arbeit gewonnenen Ergebnisse sind im Anhang aufgeführt

Tabelle auf der nächste Seite

Tab. 1: Übersich übe die Untersuchungen an den Sedimentkernen. Die mit X gekennzeich- neten Felder zeigen die eigenen Untersuchungen, die Zahlen darübe geben die Anzahl der Proben an. Daten aus der Literatur bzw. unpublizierte Daten, die in Übersichtsplot am Ende dieses Kapitels mit abgebildet sind, sind mit dem Namen derldes AutorsIAutoren angegeben. Probenzahlen in eckigen Klammern weisen zudem auf unpublizierte Daten hin.

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Dichte

.................. Suszep-

t ibi l i tä .................... Wider-

stand .................... Kern-

beschr. .................... Radio-

graphie .................... Wasser-

gehalt .................... IRD

.................... Dichte

(Pykn.) ...... Karbonat

.................... Corg

.................... Radial.-

zählun .................... Sand1

S i l à ¼ i o .................... Isotopen-

messung ................... Gesamt-

min. .................... Opal-

best. ....................

Barium-

best. ....................

'S2037 ~ ~ 2 0 3 8 i ~ s 2 0 3 9 i P S Z O ~ O ~ P S ~ O ~ ~ ~ PSZO~S! ~ ~ 2 0 4 6 ; ~ ~ 2 0 4 7 ~ ~ ~ 2 0 4 9 ~ ~ 2 0 5 0 ; ~ ~ 2 0 5 5 ; PS2056! ~ ~ 1 3 7 5 : ~ ~ 1 5 0 6 ; ~ ~ 1 5 7 5 ; PS1648 P S 1 8 2 1 1

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Aufgrund geeigneter sedimentphysikalischer und sedimentologischer Vorun- tersuchungen im Hinblick auf Rekonstruktionen zur Paläoproduktività wurden sieben Kerne entlang des antarktischen Kontinents zwischen 43 'W und 37 OE ausgewähl und detailliert auf Biogenopal sowie - bei drei Kernen - zusätzlic auf Barium untersucht. Entscheidend bei der Auswahl dieser Kerne war, da sie deutliche zyklische Wechsel in den wesentlichen Parametern zeigten und zu erwarten war, da sich diese Zyklizitä auch in den produktivi- tätsspezifische Parametern Biogenopal und Barium widerspiegelt. Ferner wurden Kerne aus einer größer Region ausgewählt um eine überregional Aussage bezüglic der Paläoproduktività machen zu können Die allgemeine Beschreibung der einzelnen Sedimentparameter erfolgt i.a. vom Liegenden zum Hangenden. Die fü diese Arbeit gewonnenen Daten aller untersuchten Sedimentkerne sind im Anhang aufgeführt Die Lage der einzelnen Sedi- mentkerne ist aus den Stationskarten (Abb. 3, Abb. 6, Abb. 8) und Tabelle 6 ersichtlich. Die Erläuterunge der durchgeführte Analysen sind im Anhang zu finden.

4.1 Sedimentfarbe, Struktur, Lithologie

SEDIMENTFARBE Die bearbeiteten Sedimentkerne weisen vorwiegend dunkel olivgraue bis olivbraune Sedimentfarben auf (MUNSELL SOIL COLOR CHARTS 1954), in die zum Teil hellere gelblich olivgraue (5Y616) Horizonte von meist wenigen Zentimetern eingeschaltet sein können Die oberen 20 bis 40 cm sind in der Regel durch hellere Farben repräsentiert die oft durch eine deutliche Farb- grenze gekennzeichnet sind. Die Farbskala reicht hier von olivgrau bis hell oliv. In der Regel sind die stärke bioturbaten Bereiche etwas heller als die weniger stark durchwühlte Horizonte. Hellere Farben weisen auch die bio- gen geprägte Bereiche in den Sedimentkernen auf. Die zum Teil in den Kernen enthaltenen Mikromanganknollen rufen im Sediment an den jeweili- gen Stellen bräunlich Flecken bzw. bräunlich Schlieren hervor.

STRUKTUR Anhand der Radiographien lassen sich durch Organismen stark durchwühlt Bereiche, gut geschichtete und strukturlose Sedimente unterscheiden, wobei letztere relativ selten sind. Ansonsten zeigen alle Kerne besonders in den oberflächennahe Schichten intensive Bioturbation. Auch in tiefer liegenden Horizonten treten stellenweise stärke durchwühlt Bereiche auf. In allen Ker- nen des Lazarevmeeres ist eine durchgehende Bioturbation zu erkennen, was darauf hinweist, da immer Nahrung fü benthische Organismen vorhan- den war.

Ausgepräg laminierte Bereiche sind nur in den Sedimenten des Weddell- und Cosmonautmeeres zu finden, nicht aber in den Kernen des Lazarev- meeres. Sie fallen durch dunklere Sedimentfarben und in den Radiographien durch Hell-Dunkel-Wechsellagerungen auf und bestehen aus siltigen Tonen. Die Mächtigkeite der Laminae liegen zwischen einigen Millimetern bis weni- gen Zentimetern und sind an der Basis meist scharf begrenzt. Der Übergan

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

vom Top eines laminierten Bereichs zum darüberliegende Sediment ist undeutlich.

LITHOLOGIE Terrigene Komponenten bestimmen die Zusammensetzung fast aller hier untersuchten Sedimente. Eine Ausnahme bildet Kern PS1821, der in einigen Horizonten bis zu 45 Gew.% biogene Komponenten aufweisen kann. Die Kerne besitzen vorwiegend ein tonig-siltiges und siltig-feinsandiges Korn- größenspektru Die Sedimente des oberen Hanges haben ein gröbere Korngrößenspektru Gelegentlich sind in die feineren Ablagerungen san- dige Lagen oder Linsen eingeschaltet, die maximal im Zentimeterbereich lie- gen und meist scharf gegen die liegenden und hangenden Sedimente abge- grenzt sind.

4.2 Sedimentphysikal ische Eigenschaften

WASSERGEHALT UND POROSITAT Generell ist in den untersuchten Kernen zu beobachten, da die Wasser- gehalte und Porositäte der Sedimente vom oberen Kontinentalhang niedrig- er als die der tieferen Hang- und Tiefseekerne sind. Außerde zeigen sämt liche Kerne die üblich Abnahme der Wassergehalte und Porositäte mit zunehmender Kerntiefe, die auf Kompaktion zurückzuführ ist. Erwartungs- gemä korrelieren die Porositäte gut bis sehr gut mit den Wassergehalten (r = 0,70 bis 0,99).

Die Wassergehalte der Sedimente schwanken im wesentlichen zwischen 35 und 60 Gew.% des Naßgewichts Dabei zeigen die oberflächennahe Pro- ben (30 bis 40 cm Tiefe) generell höher Werte im Wassergehalt bis 50 Gew.%. Im grobklastischen Sedimentbereich sinken die Werte unter 30 Gew.%. Die Porositäte variieren zwischen 57 und 80 Vol.%. (Abb. 23, 25, 27, 29, 31).

FEUCHTRAUMDICHTE (GAMMA-ABSORPTION / DMS) Feuchtraumdichte und Porositä sind direkte Funktionen von Wassergehalt und Korndichte. Sie werden hauptsächlic von Schwankungen des Wasser- gehalts und untergeordnet von der Korndichte beeinflußt was die guten Korrelationen zwischen Feuchtraumdichte (DMS) und Wassergehalt zeigen (r = 0,97).

Aufgrund der i.a. hohen Wassergehalte in den untersuchten Sedimentkernen sind die ermittelten Feuchtraumdichten mit Werten zwischen 1,4 und 1,6 g/cm3 zwar relativ niedrig, es könne aber auch Werte bis 2,O g/cm3 erreicht werden. Ein Vergleich der mittels Gamma-Absorption (DMS) gemes- senen Werte und der konventionell ermittelten Feuchtraumdichten aus Einzel- proben (aus Pyknometerdichten berechnet) der Schwerelotkerne zeigt zu den an Vollkernen gemessenen DMS-Dichte eine sehr gute Korrelation ( r = 0,95) (Abb. 11). Eine deutlich schlechtere Korrelation zwischen den beiden Metho- den zeigen die bei der Halbkernmessung ermittelten Werte der Kerne

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS1575, PS1648 und PS2056 (r = 0,41 bis 0,77) (Abb. 11). Dies liegt mogli- cherweise darin begründet da ein Wasserverlust währen der Lagerung der Halbkerne eingetreten ist. Dadurch wäre die mittels DMS gewonnenen Daten zur Feuchtraumdichte mit Fehlern behaftet, da diese im Gegensatz zur Feuchtraumdichtebestimmung aus Einzelproben erst Jahre nach dem öffne ermittelt wurden. Eine weitere Ungenauigkeit bei der Halbkernmessung, die zu geringe Dichten zur Folge hat, kann durch den gegenübe Vollkernen kleineren Durchstrahlungsweg oder durch Fehler bei der Durchmesserwahl (fixer Wert von 52 mm, Gerland 1993) entstehen.

1,-

1,4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2,0"\4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2,o Feuchtraumdichte [g/crr? 1 Feuchtraumdichte [ g / c d I

(DMs) W S )

Abb. 11: Vergleich der mit Hife der Gamma-Absorption und mittels Pyknometer ermittelten bzw. berechneten Feuchtraumdichten. Kern PS2038 wurde als Vollkern die Kerne PS1575. PS1648 und PS2056 als Halbkerne per DMS gemessen; n = Probenzahl, r = Korrelations- koeffizient.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Generell besitzen die DMS-Daten geringfügi höher Werte als die konven- tionell ermittelten Feuchtraumdichten. Extremwerte bis ungefäh 2,O gIcm3 werden bei der Gamma-Absorption durch "dropstones" hervorgerufen. Bei den Messungen der Einzelproben mit dem Pyknometer wird dieser Wert kaum erreicht und ist vermutlich auf ein Fehlen größer IRD-Körne in den Spritzenproben zurückzuführe Außerde zeigt der Werteverlauf in allen Kernen eine Tendenz zu höhere Feuchtraumdichten mit zunehmender Kerntiefe durch einen abnehmenden Wassergehalt. (Abb. 23, 25, 27, 29, 31).

KORNDICHTE Die Korndichte (Trockensedimentdichte) steht in direktem Zusammenhang mit der Verteilung terrigener, authigener und biogener Komponenten im Sedi- ment. Die errechneten Korndichten schwanken zwischen 2,60 und 2,90 gIcm3 (Abb. 23, 25, 27, 29, 31). Kerne mit geringeren Anteilen an bioge- nen Komponenten zeigen insgesamt höher Korndichten. Höher Anteile an kieseligen Mikroorganismen (Diatomeen, Radiolarien, Schwammnadeln) be- wirken deutliche Dichteschwankungen zu niedrigeren Werten bis 2,35 gIcm3. Der Vergleich Korndichte und Biogenopal zeigt eine deutlich negative Kor- relation, die besonders in Kern PS1821 auffäll (r = 0,97) (Abb. 12).

Abb. 12: nen; n =

2,s 2,7 2,9 2,s 2 3 2,7 Korndichte [g/cm3] Korndichte [g/cm3]

Ker-

1 2 .

8

4

PS2056

r = 0.97 n = 37

0 2,3 a 2,s 2,7 2,9 2,3 2 3 2,7 Korndichte [g/cm3] Korndichte [g/cm3]

Korrelationsdiagramme zwischen Korndichte und Opalgehalt an ausgewählte Probenzahl, r = Korrelationskoeffizient.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

4.3 Sedimentzusammensetzung

4.3.1 Organischer Kohlenstoff- und Karbonatgehalt

ORGANISCHER KOHLENSTOFFGEHALT Die gemessenen Gehalte an organischem Kohlenstoff (Corg) sind in den untersuchten Kernen insgesamt sehr niedrig und vermutlich mariner Herkunft. Hinweise auf Kohlenstoff terrigenen Ursprungs in spätquartär Sedimenten aus dieser Region sind aus der Literatur nicht bekannt. Lediglich im Bereich der Antarktischen Halbinsel gibt es Hinweise auf Kohlenstoff terrigenen Ur- sprungs (z.B. Hillenbrand 1994).

Die Gehalte des organischen Kohlenstoffs erreichen im Bereich der Sedi- mentoberfläch der untersuchten Kerne maximal 0,s Gew.%, sinken dann aber in der Regel innerhalb der obersten 50 cm auf einen Wert unter 0,2 Gew.% ab und überschreite diesen zur Tiefe hin nur noch in Einzelfäl len.

In den meisten Kernen ist eine Abhängigkei der Corg-Gehalte von der Korngrößenverteilu zu erkennen. Dies gilt sowohl fü eine angedeutete negative Korrelation mit den gröberklastische Sedimenten als auch fü eine positive Korrelation mit den tonreicheren Sedimenten. Eine schwache, aber erkennbar positive Korrelation zwischen organischem Kohlenstoff und den Parametern Opal und Barium zeigt Kern PS1821 (Abb. 28).

KARBONATGEHALT Die in dieser Arbeit untersuchten Sedimente zeigen insgesamt relativ nied- rige Karbonatgehalte (CaC03), wobei jedoch in den Kernen PS2038 und PS2056 Gehalte bis 27 Gew.% erreicht werden, die fü den antarktischen Kontinentalrand hoch sind (Abb. 30, 32). Das Karbonat wird im wesentlichen durch planktische (Neogloboquadrina pachyderma sinistral) und kalkige ben- thische Foraminiferen (u.a. Nuttalides umbonifer, mdl. Mitt. G. Schmiedl) gelie- fert. Nur vereinzelt treten Ostracodenschalen auf. Unter Berücksichtigun der Liefergebiete kann terrigenes Karbonat ausgeschlossen werden.

Die Karbonatgehalte schwanken in den Kernen des oberen Kontinental- hanges (PS2037, PS2044) zwischen 0 und 12 Gew.%, in den Hangkernen zwischen 0 und 30 Gew% und in den Kernen der Tiefsee zwischen 0 und 10 Gew.%, wobei hier auch Maximalwerte bis 30 Gew.% erreicht werden können Der Hangkern PS2049 zeigt einen Extremwert von übe 90 Gew.%, der jedoch nicht erklär werden kann. Die Karbonatgehalte nehmen mit der Entfernung vom Kontinent ab, was auch in anderen Arbeiten aus dieser Region und ähnliche Tiefenlage (z.B. Schmiedl 1990, Maus 1992) beschrie- ben wird. Insgesamt sind die Karbonatwerte des westlichen Profils im Laza- revmeer bei 1 O E niedriger als diejenigen des weiter östlic gelegenen Profils bei 6 OE. Sie liegen im Mittel auch unter den Werten von Kernen vergleich- barer Wassertiefe aus dem Weddellmeer.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

4.3.2 Biogenopalgehalt

Die Opalpartikel der untersuchten Sedimente sind ausschließlic biogener Herkunft und bestehen hauptsächlic aus Skeletteilen verschiedener mariner Organismengruppen. Die Sedimentproben wurden unter dem Mikroskop (Sandfraktion, "smear-slides") und unter dem Rasterelektronenmikroskop (REM) untersucht. Die Untersuchungen ergaben, da die mit der Extraktions- methode gemessenen Opalgehalte im wesentlichen durch Diatomeen, Radio- larien und nur in geringem Maß von Schwammnadeln geliefert werden. Vulkanische Gläse könne ausgeschlossen werden. Die biogenen Opalge- halte der Sedimente werden von der Opalakkumulation, die in Beziehung zur Primärproduktio des Oberflächenwasser steht, der Opallösun im Ozean und der im Sediment ablaufenden Opallösun bestimmt.

Die Opalgehalte erreichen in Kern PS1821 Maximalwerte bis 45 Gew.%. Hier machen die Radiolarien in der Sandfraktion bis zu 100 % aus. In den anderen Sedimentkernen schwanken die Opalkonzentrationen im wesent- lichen zwischen 1,5 und 13 Gew.%. Die Minimalwerte liegen in Kern PS1821 bei 3 bis 4 Gew.%, in allen anderen Kernen bei etwa 1,5 bis 2 Gew.%. Ins- gesamt lassen die Ergebnisse der Opalmessung mittels Extraktionsverfahren vermuten, da diese Methode geringfügi überhöh Opalgehalte liefert. Ein Grund dafü liegt möglicherweis im Anlöse von Tonmineralen, die ihrerseits minerogenes Si02 zum biogenen Opalsignal beisteuern. Zwar berücksichtig das Korrekturverfahren nach DeMaster (1981) die Tonmineralanlösung je- doch kann nach Mülle & Schneider (1993) die Dauer des Mahlens der Probe in der Kugelmühl die Tonminerale so stark zerkleinern, da sogenannte Matrix-Effekte" entstehen und überhöh Opalgehalte angezeigt werden. Mülle & Schneider (1 993) haben anhand von Versuchsreihen festgestellt, da spezifische Tonminerale unterschiedlich viel Si02 freisetzen (Abb. 13).

Extraktionszeit [min.]

Abb. 13: "Matrix-Effekte" verschiedener Tonminerale (nach Mülle & Schneider 1993).

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Da es sich in marinen Sedimenten aber um Tonmineralvergesellschaftungen handelt, liegen die Tonmineralbeiträg in den untersuchten Sedimenten zwi- schen den Werten der Laborversuche von Mülle & Schneider (1993). Das etwas höher "Hintergrundrauschen" in Kern PS1821, das etwa 2 Gew.% übe dem der restlichen Kerne liegt, läà den Schluà zu, da es sich hier um eine andere Zusammensetzung der Tonminerale handelt. Dafü könnt ein anderes Hinterland bzw. Liefergebiet verantwortlich sein. Tatsächlic machen die Tonminerale Smektit (= Montmorillonit) und Illit, die bei dem angewen- deten Extraktionsverfahren den größt Beitrag zum Opalsignal liefern, im Mittel mehr als 90 % der Tonmineralvergesellschaftung aus. In den anderen untersuchten Kernen ist der Anteil von Smektit und Illit z.T. deutlich geringer, stattdessen Chlorit stärke vertreten. Der Beitrag von Chlorit zum Opalsignal kann nach Mülle & Schneider (1 993) vernachlässig werden (Abb. 13).

Insgesamt liegen die Opalgehalte im wesentlichen unter 13 Gew.%. Nur in relativ eng begrenzten Horizonten innerhalb des Kernverlaufs übertreffe die Maximalwerte der Messungen die Minimalwerte um das sechs bis zwölffache Das Opalsignal in den Kernen zeigt folgendes zyklisches Muster: Der Kurven- verlauf der Opalgehalte fäll von den relativ hohen Werten (z.T. > 10 Gew.%) in den oberflächennahe Horizonten auf Werte zwischen 1,5 bis 4 Gew.% mit einer Schwankungsbreite von 2 bis 3 Gew.% ab, um dann im Verlauf des Kerns unvermittelt wieder auf höher Werte anzusteigen. Die beschriebenen Maximalwerte werden in allen Kernen in zyklischen Schwankungen mehr- mals erreicht. Generell zeigen die Maxima der Opalwerte im Untersuchungs- gebiet eine Abnahme von Ost nach West, welche auch in den Bariumgehalten zu erkennen ist.

Die gemessenen Opalgehalte korrelieren in den Kernen gut mit den Radiolarienzählunge der Sandfraktion, so da man davon ausgehen kann, Abschätzunge bezüglic der relativen Opalgehalte machen zu könne (Grobe & Mackensen 1992). Trotz der guten Korrelation zwischen Opalgehalt und Radiolarienzählunge ergeben aber Abschätzunge aus mikroskopi- schen Untersuchungen an "smear-slides" und REM-Untersuchungen, da ein etwa gleichgroße Teil des biogenen Opals auf Diatomeen zurückzuführ ist. Auch das "Überschieße währen der Messungen mit dem Extraktionsver- fahren gibt Hinweise auf Diatomeen in den Proben.

Gute Korrelationen sind in einigen Kernen auch mit den Parametern Korndichte, Quarz und Plagioklas/Korund-Verhältni zu finden. Nur im Kern PS1821 zeigen die Werte fü den organischen Kohlenstoff einen annähern parallelen Verlauf zu den Opalgehalten. Die an drei Kernen (PS1575, PS1 648, PS1 821) gemessenen Bariumgehalte (s.u.) verlaufen zwar generell parallel zu den Opalgehalten, dennoch ist in den Kernen PS1648 und PS1821 eine ungleichmäßi Phasenverschiebung der Maximalwerte zu beobachten.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

4.3.3 Bariumgehalt

An drei Stationen (PS1 575, PS1 648, PS1 821) vom antarktischen Kontinen- talhang und der Tiefsee des Weddell- und Cosmonautmeeres wurden Gesamtbariumgehalte, Ti02 und Alp03 mittels RFA bestimmt (TH Aachen). Die Bestimmung der Barium-, und Aluminiumgehalte bildet die Grundlage fü die Berechnung des biogenen Bariumanteils an den Sedimentproben (s. Kap. 10.2.4).

In Kern PS1575, südöstli vor den Süd-Orkney-Insel gelegen, schwanken die Ba(gesamt)-Gehalte um einen Mittelwert von 850 ppm mit fün Maximal- werten zwischen 913 und 1281 pprn bei den Kerntiefen 2 Cm, 343 Cm, 591 Cm, 697 cm und 788 cm (Abb. 14). Der terrigene Bariumanteil (Ba(terrigen)) ist relativ konstant und mit einem Mittelwert von 500 ppm höhe als in anderen Kernen aus dem östliche Weddellmeer (PS1648) bzw. dem Cosmonautmeer (PS1821). Fü die Ba(bjo)-Gehalte ergibt sich daraus ein Mittelwert von 300 ppm. Die fün Maxima, die sich im Gesamtbarium zeigen, sind auch im Ba(bio)-Anteil vorhanden. Die Aluminiumgehalte liegen bei 7 bis 8 %, die Titangehalte schwanken geringfügi um 4450 ppm. Die Ba/AI-Ver- hältniss liegen bei 100 10-4.

Die Ba(gesamt)-Gehalte des Kernes PS1648 schwanken um einen Mittelwert von 950 ppm. Es werden ebenfalls fün maximale Ba(gesamt)-Gehalte zwi- schen 1350 und 1800 pprn bei den Kerntiefen 1 cm, 300 cm, 600 cm, 650 cm und 790 cm erreicht (Abb. 14). Der terrigene Bariumanteil bewegt sich um einen Mittelwert von 400 ppm. Die Ba(bio)-Gehalte weisen Schwan- kungen zwischen einem Minimalwert von 200 pprn und einem Maximalwert von 1770 pprn auf und zeichnen die Maxima an den 0.g. Kerntiefen nach. Der Mittelwert fü die Ba(bio)-Gehalte beträg etwa 500 ppm. Die Aluminium- gehalte schwanken um einen Mittelwert von 6 % und sind generell niedriger als in den Kernen PS1575 und PS1821. Dafü erreichen die Titanwerte extrem hohe Gehalte bis 9352 ppm. Ihr Mittelwert liegt mit 6400 pprn deutlich übe den Werten der beiden anderen Kerne. Die BatAl-Verhältniss schwan- ken um einen mittleren Wert von 150 . 10-4.

In Kern PS1 821 aus dem Cosmonautmeer schwanken die Ba(gesamt)-Gehalte um ein Mittel von 1250 pprn mit insgesamt sechs Maxima in den Kerntiefen 12 Cm, 476 Cm, 882 cm, 972 cm, 1226 cm und 1476 cm, wo sie Höchst werte zwischen 911 und 2306 pprn aufweisen (Abb. 14). Der terrigene Bariumanteil liegt zwischen 300 und 550 pprn mit einem Mittelwert um 500 ppm. Die Ba(bio)-Gehalte zeigen einen Mittelwert von 750 ppm, wobei auch hier wieder die Maxima in den 0.g. Kerntiefen ausgebildet sind. Die Aluminiumgehalte bewegen sich um einen Mittelwert von 7 O/O, sind aber insgesamt stärkere Schwankungen unterworfen. Genauso die Titangehalte, die sich um einen Mittelwert um 4500 pprn bewegen.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS1 575 Barium Barium (bio) Aluminium BaIAl X 10-4 [PPml [ P P ~ I [%I

n

PS1 648 Barium Barium (bio) Aluminium BaIAl X 10-4

9-' , I I I

Abb. 14: Barium- und Aluminiumgehalte sowie das BaIAI-Verhältni in den Se PS1575, PS1648 und PS1821.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Abb. 14: Fortsetzung.

4.3.4 Verteilung des eistransportierten Materials und Gesamt- mineralogie der Sedimente

EISTRANSPORTIERTES MATERIAL (IRD) Grundsätzlic könne Partikel aller Korngrößenklass durch verdriftende Eisberge im Sediment abgelagert werden, wobei der Eintrag der feineren Fraktion auch auf andere Prozesse (z.B. Turbidite, Bodenströmun usw.) zurückgefüh werden kann. In erster Linie wird daher die Grobfraktion (> 2 mm) als ein Maà fü den Eintrag an eistransportiertem Material (IRD = I c e Rafted Debris") genutzt. Die Auszählun der Kieskörne in cm-Schritten anhand der Radiographien ermöglich eine hohe Auflösun der Kiesver- teilung im Sediment (Grobe 1987).

Generell ist das IRD-Signal in den Kernen große Schwankungen unter- worfen, wobei höher Gehalte an IRD in den zum Schelf hin gelegen Kernen, aber auch in den Kernen des Profils bei 1 OE im Lazarevmeer anzutreffen sind. Dort ist eine fast durchgehende Sedimentation von IRD zu beobachten. Maximale Werte von übe 20 Kieskörner pro 10 cm3 werden am Ende des Kerns PS2050 erreicht. Der hohe Kiesgehalt ist auch der Grund fü die geringe Eindringtiefe des Schwerelots von nur 1,80 m.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Höher Werte bedeuten im Profil bei 1 OE des Lazarevmeeres im Mittel acht bis zehn Kieskörne pro 10 cm3. Im benachbarten Profil bei 6 OE werden maximal vier Kieskörne pro 10 cm3 erreicht. Die anderen in dieser Arbeit zur Diskussion stehenden Kerne entsprechen im wesentlichen dem generellen Bild, da mit zunehmender Enfernung vom Kontinent und zunehmender Wassertiefe die Anzahl und Gröà des IRD abnimmt. Eine Korrelation mit anderen sedimentologischen Parametern der Kerne ist nicht vorhanden (Abb. 24, 26, 28, 30, 32).

GESAMTMINERALOGIE In den untersuchten Sedimentkernen ist die gesamtmineralogische Zusam- mensetzung generell sehr ähnlich Der Terrigenanteil der Sedimente wird im wesentlichen von Tonmineralen, Quarz und Feldspat dominiert. In einge- schränkte Maß treten Kalzit, Opal und Glimmer als zusätzlich Minerale auf. Daneben finden sich Akzessorien wie Pyrit, Amphibol, Apatit, Glaukonit und gelegentlich Gips. Als röntgenographisc identifizierte Tonminerale sind Chlorit, Illit und Smektit in den Sedimenten vorhanden (unpubl. Daten H. Grobe, AWI, Bremerhaven).

Im folgenden wird nur auf Quarzgehalte und Plagioklas/Korund-Verhältniss eingegangen, da bei allen anderen Mineralen wie Glimmer, Amphibol, Pyrit, Apatit, Kalzit und Opal die in den Diffraktogrammen erhaltenen Intensitäte (bzw. Flächen meist so gering waren, da eine Bewertung der Ergebnisse nicht sinnvoll erschien. Die untersuchten Kerne zeigen in diesen Mineral- phasen weder zyklische Schwankungen noch korrelieren sie mit einem der anderen vorliegenden Parameter. Sie werden daher bei weiteren Betrach- tungen der Gesamtmineralogie und bei der Interpretation nicht mehr berück sichtigt. Die Ergebnisse zweier ausgewählte Kerne werden in Kapitel 5 be- schrieben und diskutiert.

Einige Ergebnisse der Röntgendiffraktometri warfen Fragen auf: Da Opal röntgenamorp ist, zeigt sich im Röntgenbeugungsdiagram bei Gehalten > 10 Gew.% (untere RDA-Nachweisgrenze) nur ein breites, diffuses Reflek- tionsband, dessen 2 Theta Winkel ungefäh von 15 bis 35 O reicht, mit maxi- maler Intensitä bei etwa 22  2 Theta. Jedoch sind in Horizonten des Kerns PS1821, die naßchemisc bestimmte Opalgehalte bis 45 Gew.% aufweisen, die zu erwartenden Opalbuckel im Röntgendiffraktogram nur schwach ausgeprägt Die ermittelten Opalgehalte liegen bis zu 30 Gew.% unter dem mit der Extraktionsmethode bestimmten Wert. In Proben mit Opalgehalten zwischen 10 bis 20 Gew.% sind z.T. keine Opalbuckel in den Diffraktogram- men zu erkennen. Diese Resultate stehen im Gegensatz zu den Ergebnissen des Vergleichs zwischen der Extraktionsmethode und der Röntgendiffrakto metrie (Kap. 10.2.5), da diese zeigen, da die Opalgehalte der RDA-Analyse generell höhe sind. Zudem sind die Differenzen der Gehalte der Standards beim Vergleich der beiden Methoden deutlich geringer gegenübe den Sedi- mentproben. Ein mögliche Grund fü die große Unterschiede zwischen den Methoden beim Messen der Sedimentproben liegt vielleicht darin begründet da die Sedimentproben zur RDA-Analyse nicht entsalzen wurden und die kristalline Salzphase die amorphe Opalphase "unterdrückt"

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Obwohl bei der Herstellung der Pulverpräparat die schon seit langem am AWI etablierten Präparationsmethode und Auswerteverfahren verwendet und einige Wiederholungsmessungen durchgeführ wurden, konnte im Rah- men dieser Arbeit nicht geklär werden, auf welche Ursache dieser Fehler zurückzuführ ist.

QUARZ Die Quarzgehalte der Sedimente bewegen sich zwischen 6 und 81 Gew.%. Im Mittel weisen die Werte in den Kernen jedoch Schwankungen um 20 Gew.% auf. In den untersuchten Kernen ist z.T. eine zyklische Quarzver- teilung erkennbar, die aber im wesentlichen die Schwankungen des Biogen- anteils negativ korreliert nachzeichnet. Die höchste Quarzgehalte mit Werten meist übe 25 Gew.% zeigt Kern PS1575. Das Profil bei 1 OE aus dem Lazarevmeer hebt sich durch eine größe Anzahl von Werten übe 20 Gew.% vom Nachbarprofil ab. Alle anderen Kerne weisen Gehalte auf, die im wesentlichen unter 20 Gew.% liegen.

Als leicht zu quantifizierendes und ausschließlic vom antarktischen Kontinent stammendes Mineral liefert Quarz einen guten Indikator der Erosion vom Festland. Weitere Parameter, die die Quarzkonzentration beeinflussen, sind die Entfernung vom Liefergebiet sowie die Verdünnun durch andere terrigene und biogene Komponenten. Die in Abbildung 33 (Kap. 5) darge- stellten quantitativen bzw. qualitativen Mineralverteilungen von Quarz bzw. Plagioklas fü Kern PS1821 zeigen z.T. deutliche zyklische Schwankungen, da hier hohe Biogenanteile vorkommen. Im wesentlichen sind dabei die QuarzIKorund- und Plagioklas/Korund-Verhältniss positiv miteinander kor- reliert.

FELDSPATE Da keine geeigneten Feldspat-Standardminerale fü eine Eichreihe vorhan- den waren, konnte an den Feldspäte nur die relative Verteilung ermittelt wer- den. Dabei wurden die gemessenen Intensitäte des Feldspats gegen die Intensitä des internen Korundstandards aufgetragen und als FeldspaVKo- rund-Verhältniss dargestellt. Da die KalifeldspaVKorund-Verhältniss kein eindeutig interpretierbares Ergebnis lieferten, werden hier nur die Plagio- klasIKorund-Verhältniss berücksichtigt Im Mittel schwanken die Verhältnis zahlen beim Plagioklas zwischen 50 und 60. Eine Ausnahme bildet hier Kern PS1821, wo die Werte bei 60 bis 80 liegen. Zu beachten ist, da einzelne Extremwerte in den Intensitäte bzw. Verhältnisse der Plagioklase nicht überbewerte werden dürfen da eine präparationsbedingt Einregelung der Feldspät nicht ausgeschlossen werden kann und dann zu hohe Intensitäte gemessen würden Um eine Vorstellung von den Verhältniszahle zu bekom- men, wurden Abschätzunge an der Grobfraktion gemacht, die ergaben, da Quarz und Feldspate in etwa gleichgroße Mengen in den Proben vorkom- men.

Ähnlic wie die Quarzverteilung sind auch die PlagioklaslKorund-Verhält nisse durch z.T. zyklische Schwankungen charakterisiert. Kern PS1821 zeigt zwischen dem PlagioklasIKorund-Verhältni und dem Biogenopal eine gute

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Korrelation und spiegelt die Verdünnun des terrigenen Eintrags durch bio- gene Produktion wider (Abb. 33).

4.4 Stabile Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope

In den Verhältnisse stabiler Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope mariner Karbonate sind die globalen Klimaschwankungen des Quartärs die mit Ände rungen des Eisvolumens verbunden waren, gespeichert. Zur Bestimmung der Isotopen-Verhältniss werden vor allem die Gehäus bestimmter benthischer und planktischer Foraminiferen zur Hilfe genommen, da diese das jeweils herrschende Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopen-Verhältni des Meerwas- sers in das CaC03 ihrer Gehäus einbauen, das durch das im Laufe des Quartär schwankende Eisvolumen beeinfluß wird (Emiliani 1955, Shackleton & Opdyke 1973, Martinson et al. 1987). An Sedimentkernen des Südpolarmeere wurden 6180- und 51%-Messungen an der planktischen Foraminiferenart Neogloboquadrina pachyderma sinistral durchgeführ und auf die globale Isotopenstratigraphie (Imbrie et al. 1984) kalibriert (u.a. Grobe & Mackensen 1992).

SAUERSTOFFISOTOPE Im wesentlichen schwanken die 6180-Werte, die an der planktischen Fora- miniferenart N. pachyderma sin. gemessen wurden, zwischen 4 und 5 %o.

Leichtere 6180-Werte um 3,2 %o treten in oberflächennahe Bereichen der Kerne auf. Schwere Werte mit > 5,1 %o kommen nur selten vor. Generell liegt die Schwankungsbreite der Werte zwischen 1,2 und 1,8 %o. Eine eindeutige Korrelation der Sauerstoffisotopenverhältniss mit der globalen Isotopenstra- tigraphie gestaltete sich in den meisten Kernen schwierig (Abb. 26, 30, 32).

Die sich mit den pleistozäne Klimazyklen verändernde Verhältniss der Sauerstoffisotope dienen der Datierung quartäre Sedimente. In Glazialzeiten wird vorwiegend leichtes 160 in Form von Schnee und Eis auf den Kontinen- ten gebunden. Das schwerere 180-Isotop wird relativ im Ozean und damit auch im Karbonat der Organismen angereichert (globaler Eiseffekt). Die Frak- tionierung des Sauerstoffs ist zudem temperaturabhängig da mit sinkender Temperatur verstärk 1 8 0 in die Foraminiferengehäus eingebaut wird (Tem- peratureffekt). Außerde bauen die meisten Foraminiferen Kalzit aufgrund von Wachstumsraten, Reproduktivitätsaktività etc. nicht im isotopischen Gleichgewicht mit Meerwasser auf (Vitaleffekt) (Wefer & Berger 1991). Darüberhinau erschweren Schmelzwassereffekte sowie in höhere Breiten oft fehlende, diagenetisch verändert oder nur lückenhaf im Kern vorkom- mende Karbonate die Interpretation der Isotopenmessungen und gestalten eine Kalibrierung auf die globale Isotopenstratigraphie (Imbrie et al. 1984) schwierig (Grobe 1986, Melles 1991).

KOHLENSTOFFISOTOPE Das S13C-Signal schwankt um Werte zwischen -0,30 und 0,60 %o. In einigen Kernen werden aber auch höher Werte zwischen -0,65 und 0,85 %o erreicht. Deutlich schwerere Werte sind häufi in oberflächennahe Horizonten

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

erkennbar. 1.d.R. sind die Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenkurven negativ miteinander korreliert (Abb. 26, 30, 32).

Die globalen Klimaschwankungen des Quartär sind auch in den S^C- Verhältnisse des Karbonats mariner Organismen dokumentiert. In Zeiten erhöhte Meeresspiegel, also in Interglazialen, sind die 61%-Verhältniss im Meerwasser erhöht Das leichtere ^C-Isotop ist in der terrestrischen Bio- masse sowie im organischen Material kontinentaler Schelfsedimente gebun- den, so da das schwerere 1%-Isotop relativ im Meerwasser angereichert wird. Das in den Kalkgehäuse gespeicherte Isotopensignal wird jedoch auch durch Änderunge in der Nährstoffkonzentration der Produktivitä des Ober- flächenwassers durch Wechsel in der Wassermassenstratifizierung und -zirkulation, durch biologische Fraktionierung sowie diagenetische Prozesse beeinfluß (Charles & Fairbanks 1990). In jüngere Zeit werden auch verstärk thermodynamische Effekte (= temperaturabhängig Kohlenstofffraktionierung im Oberflächenwasse bedingt durch den Cop-Austausch zwischen Atmo- sphär und Ozean) diskutiert (Broecker & Maier-Reimer 1992). Dennoch lassen sich die Isotopensignale der Sedimente als stratigraphisches Hilfs- mittel im Bereich des antarktischen Kontinentalhanges verwenden (z.B. Mackensen et al. 1990).

4.5 Sedimentations- und Akkumulationsraten

SEDIMENTATIONSRATEN Anhand der erstellten Altersmodelle (Tab. 2, Abb. 15) wurden die linearen Sedimentationsraten (SR) (in cm pro 1000 Jahre = [cmlka]) errechnet. Wie Ab- bildung 16 zeigt, schwanken diese zum Teil beträchtlich Die ermittelten Raten zeigen deutlich, da fü den untersuchten Bereich in den Interglazialzeiten in der Regel deutlich mehr Sedimentmaterial zur Ablagerung kommt als in den Glazialen bzw. den Übergangszeiten Die Sedimentationsraten erreichen im Substadium 5.5 in allen Kernen die höchste Werte (bis max. 10,7 cmlka in Kern PS1821). Ansonsten werden in den Interglazialen Werte zwischen 3,5 und 6 cmlka, in den Glazialen bzw. den Übergangszeite Werte zwischen 0,8 und 4 cmlka erreicht.

In längere Kernen fallen die Interglaziale 7, 9 in PS1575 bzw. 7, 9 und 11 in Kern PS1821 durch relativ niedrige Sedimentationsraten auf. Nach Melles (1991) zeigen Sedimentkerne mit zunehmender Tiefe komprimierte Horizon- te, die bei der Kernentnahme entstehen und so geringere Sedimentations- raten vortäuschen Die Sedimentationsraten im Isotopenstadium 1 der Kerne PS1821 und PS2038 sind vermutlich zu gering, da der obere Kernbereich vermutlich probenbedingt fehlt. Da der Großkastengreife (GKG) der Kern- position PS1821 an der Oberfläch gestör ist, erschien eine ergänzend Be- probung nicht sinnvoll.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Tab. 2: Stadiengrenzen und dazugehörig Kerntiefen der untersuchten Sedirnentkerne PS1 575, PS1 648. PS1 821, PS2038 und PS2056.

Alter [ka] PS1575 PS164 PS1821 PS2038 PS2056

[ka] 1 [m] [ml ..............................................................................................................(""L ........................ I.m:!. .......................... .(.ml......... 0,8 0,8 0 3 0,4 0,3

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500

Alter [ka]

Abb. 15: Altersrnodelle der untersuchten Sedirnentkerne PS1575, PS1648, PS1821, PS2038 und PS2056.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS1 575 SR

[cmlka] SR

[cmlka]

F 1

SR [cmlka]

PS2038 SR

[cmlka] 4 8 ,-

W

-

Â¥ C

100

200

300

100

ioo

Abb. 16: Lineare Sedirnentationsraten der Kerne PS1575. PS1648. PS1821, PS2038 und PS2056.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

AKKUMULATIONSRATEN Die mittels Sedimentationsraten (Abb. 16) errechneten Gesamtakkumula- tionsraten (AR Gesamt) in [g/m2/a] spiegeln im wesentlichen das mit der Berechnung der Sedimentationsraten erhaltene Muster wider (Abb. 17). Sie liegen in den Warmzeiten mit maximal 15 g/m2/a deutlich übe den Werten der Kaltzeiten, in denen sie nur bis Ca. 2,5 g/m2/a erreichen. Die Akkumu- lationsraten der Terrigenfraktion (Abb. 18), des Quarz (Abb. 19) sowie die Raten der biogenen Komponenten (20, 21) zeigen, da die untersuchten Kerne in erster Linie terrigen gepräg sind und im wesentlichen die Änderung en der Sedimentationsprozesse im Wechsel der Glazial-Interglazial-Zyklen reflektieren. Die Akkumulationsraten der hier berechneten Parameter zeigen, da das meiste terrigene und biogene Material an den Übergäng zu den Warmzeiten bzw. innerhalb der Warmzeiten geliefert wird

PS1575 PS1648 PS1821 PS2038 PS2056

AR Gesamt AR Gesamt AR Gesamt AR Gesamt AR Gesamt [g/m2/a] Wm2/a] [g/m2/a] [g/m2/a] [g/r^/a]

Abb. 17: Gesamtakkurnulationsraten in den Sedimenten der Kerne PS1575, PS1648, PS1821, PS2038 und PS2056.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

Abb. 18: Akkumulationsraten der Terrigenfraktion in den Sedimenten der Kerne PS1575, PS1648, PSl821, PS2038 und PS2056.

AKKUMULATION VON QUARZ In den Interglazialen, in denen deutlich erhöht Akkumulationsraten der bio- genen Komponenten gegenübe den Glazialen festzustellen sind, werden die Akkumulationsraten des Quarz nur geringfügi durch die Sedimentation biogener Komponenten beeinflußt Lediglich in Kern PS1821 mit Opalgehal- ten bis 45 Gew.% zeichnen die Quarzgehalte in negativer Korrelation die Schwankungen der biogenen Komponente Opal nach (Abb. 19).

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS1575 PS1648 PS1821 PS2038 PS2056

AR Quarz AR Quarz AR Quarz AR Quarz AR Quarz

[g/m2/a] [g/rr?/a] [g/rn2la] [g/d/a] [g/m2/a]

Abb. 19: Akkumulationsraten des Quarz in den Sedimenten der Kerne PS1575, PS1648, PS1821, PS2038 und PS2056.

AKKUMULATION VON KARBONAT UND ORGANISCHEM KOHLENSTOFF Die Akkumulationsraten des Karbonats liegen zwischen 0,1 und 12 g/m2/a und zeigen Maxima in den gemäßigt Interglazialen. Sie dokumentieren da- mit allgemeine Lösungserscheinunge sowie vermutlich das Absinken der Karbonatkompensationstiefe (CCD) in Verbindung mit der Abnahme der bio- genen Produktion in den gemäßigt Interglazialen aufgrund des geringeren Abbaus organischen Materials im Bodenwasser (Abb. 20, 21).

Beim organischen Kohlenstoff liegen die Akkumulationsraten in allen Kernen unter 0,4 g/m2/a. Die höchste Werte werden im Holozä und Substadium 5.5 erreicht. In den weiteren interglazialen Klimaoptima sind die Akkumula- tionsraten zwar auch erhöht sie bleiben jedoch unter den Werten der beiden 0.g. Zeiträume In den Glazialen und gemäßigt Interglazialen liegen die Akkumulationsraten im wesentlichen unter 0,05 g/m*/a (Abb. 20, 21).

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

AKKUMULATION VON BIOGENOPAL Die errechneten Akkumulationsraten des Biogenopals zeigen eine Schwan- kungsbreite zwischen 0 und 16 glm21a. Sie reflektieren in allen Kernen das Glazial-Interglazial-Muster und könne so als Bereiche erhöhte Produktivitä gewertet werden. Sie geben aber nur annäherungsweis die Opalproduk- tionsverhältniss wider. Die Akkumulationsraten des Opals (ARopal) werden von den Opalgehalten im Sediment abgeleitet, welche durch diagenetische Lösungsprozess gegenübe dem ehemals zur Ablagerung gelangten Opal reduziert wurden. Die Opalakkumulationsraten sind daher nur als minimale Werte fü die ehemalige Produktion im Oberflächenwasse zu verstehen. Die Akkumulationsraten korrelieren mit den Isotopenstadien (bzw. Substadium) 1, 5.5, 7, 9 und 11 (Abb. 20, 21) und nehmen in ihren Maximalwerten von Ost nach West ab.

AKKUMULATION VON BARIUM (BIO) Die Akkumulationsraten Ba(bio) schwanken in den drei Kernen zwischen 0,001 und 0,01 g/m2/a, wobei die Maxima mit den Interglazialen bzw. den Klimaoptima korrelieren. Auch hier nehmen die maximalen Akkumulations- raten des Ba(bio) von Ost nach West ab. Ferner ist eine Korrelation mit den Opal- und z.T. mit den Corg-Akkumulationsraten (Abb. 43, Kap. 5.2.3) zu erkennen. Die höchste Akkumulationsraten werden in den Stadien bzw. Substadien 1, 5.5 und 7 beobachtet (Abb. 20).

Abb. 20: Akkumulationsraten der biogenen Komponenten Karbonat, organischer Kohlen- stoff, Biogenopal und biogenes Barium in den Sedimenten der Kerne PS1575, PS1648 und PS1 821.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS1 648 AR Karbonat AR Corg AR Opal

[ g / d / a l [g/d/a] [g/m2/al

PS1821 AR Karbonat AR Corg AR Opal AR Ba,bio)

Ig/m2/al [dfia] [g/rn2/a]

Abb. 20: Fortsetzung

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

PS2038 AR Karbonat AR Corg AR Opal

PS2056 AR Karbonat AR Corg AR Opal

[g/m2/a] [g/m^/a] [g/m2/al

Abb. 21; Akkumulationsraten der biogenen Komponenten Karbonat, organischer Kohlen- stoff und Biogenopal in den Sedimenten der Kerne PS2038 und PS2056.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

LITHOLOGIEBESCHREIBUNG

A Sand

Lithologie (biogen Anteil 0-1 5 %)

(veränder nach Shepard

Silt Ton

Sand-Silt-Ton Sandlage

- - - - siltiger Ton . . . . . . . . toniger Silt

Biogene Sedimente

(biogen Anteil 15 -30 %) (biogen Anteil 30-50 %)

f.-bearing mud ,-_= foraminiferal mud . . . . .

d.-bearing mud diatomaceous mud . . . - - - - . . . .

Struktur

[E] Larnination

1 starke Bioturbation

1 rnittlelstarke Bioturbation

7 geringe Bioturbation

1 1 ohne Struktur

lithologischer Wechsel

/ynm Hiatus

Abb. 22: Legende zu den Abbildungen 13, 23-32.

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PS1 575 S e d i m e n t p h y s i k

9 Abb. 23: Kernlog-Diagramm des Sedimentkernes PS1575 (Sedimentphysik). (Suszeptibilitä nach unpubl. Daten H. Villinger, Uni Bremen; Wassergehalt nach Brehme 1992). Legende siehe Abb. 22.

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9 Abb. 24: Kernlog-Diagramm des Sedimentkernes PS1575 (Sedimentologie/Geochemie). (Lithologie, Struktur, IRD, SandISilflon, C und Karbonat nach Brehrne 1992). Legende siehe Abb. 22.

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9 Abb. 25: Kernlog-Diagramm des Sedimentkernes PSI648 (Sedimentphysik). (Suszeptibilitä nach unpubl. Daten H. Villinger, Uni Bremen; Wassergehalt, Feuchtraumdichte nach teilweise unpubl. Daten H. Grobe, AWI, Bremerhaven). Legende siehe Abb. 22.

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PSI 648 S e d i m e n t o l o g i e l G e o c h e m i e

9 ~ ~ ~ u ~ ~ u u ~ Abb. 26: Kernlog-Diagramm des Sedimentkernes PSI648 (SedimentologielGeochemie). (Lithologie, Struktur, IRD, SandlSiItFon, Corg und Karbonat, lsotopenverhältniss nach Grobe & Mackensen 1992). Legende siehe Abb. 22.

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4 Ergebnisse de r Sedimentkernanalysen

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PSI 821 S e c i i m e n t o l o g i e l G e o c h e m i e

"$Y nach unpubl. Daten H. Grobe und G. Kuhn, AWI, Bremerhaven). Legende siehe Abb. 22.

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

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4 Ergebnisse der Sedimentkernanalysen

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5 Diskussion

5 Diskussion

5.1 Spatquartare Sedimentationsprozesse

Der Bereich des antarktischen Kontinentalhanges ist ein Ablagerungsraum, in dem die Sedimentationsprozesse ganz entscheidend durch Eis beeinfluß werden. Sowohl das Meereis als auch das kontinentale Eis und die in der Antarktis vorhandenen Eisströme Gletscher und Schelfeise tragen zu charak- teristischen Sedimentationsbedingungen bei, die ganz bestimmte Sediment- faziestypen hervorbringen. Grobe & Mackensen (1992) nehmen eine Unter- scheidung von fün Sedimentfaziestypen vor. Im wesentlichen geht die Unterscheidung auf die Analyse von Sedimentstrukturen (Bioturbation, Lami- nation), den Gehalt der Kiesfraktion als Maà fü den Eintrag an eistransportier- tem Material, die Sand-Silt-Ton-Verhältnisse die Sedimentfarbe und den Gehalt an biogenen Komponenten (Karbonat, organischem Kohlenstoff, Radiolarien) zurück Im folgenden werden die glazialmarinen Prozesse des Untersuchungsgebietes erläuter und die Ergebnisse der IRD-Bestimmung und Gesamtmineralogie im Zusammenhang mit dem bereits bestehendem Sedimentationsmodell von Grobe & Mackensen (1 992) diskutiert.

Die spätquartär Sedimentationsprozesse am antarktischen Kontinental- hang sind durch zyklische Fazieswechsel charakterisiert, die in ihrer zeitli- chen und räumliche Verbreitung den Schwankungen von Meereisverteilung und Meeresspiegel, dem Vor- und Rückschreite der Schelfeiskante sowie dem Einfluà des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) auf die Wasser- massen des Südpolarmeere unterliegen. Sie werden als Resultat globaler Klimaänderunge kontrolliert und lassen sich den Glazial-Interglazial-Zyklen zuordnen. Zur spätquartär Ablagerungsgeschichte des antarktischen Konti- nentalhanges gibt es bereits zahlreiche Untersuchungen (u.a. Anderson 1975, Anderson et al. 1980, 1983, Grobe 1986, Pudsey et al. 1987, 1988, Füttere et al. 1988, Melles 1991, Ehrmann & Grobe 1991, Mortlock et al. 1991). Eine ausführlich Zusammenfassung der Sedimentationsprozesse fin- det sich bei Grobe & Mackensen (1992).

Die terrigene Sedimentation, von der Kies- bis zur Tonfraktion, wird im Unter- suchungsgebiet im wesentlichen durch das Verhalten des antarktischen Inlandeises, der Eisströme Gletscher und Schelfeise gepräg (Grobe & Mackensen 1992). In Kontinentnähe insbesondere am Kontinentalhang, ist das eistransportierte Material (IRD) ein wichtiger Parameter, um das Vor- oder Rückschreite des antarktischen Eisschildes währen der quartäre Klima- veränderunge zu charakterisieren und zu rekonstruieren (Grobe 1987).

In der Literatur gibt es verschiedene Ansichten darüber ob durch Eisberge transportiertes Gesteismaterial im wesentlichen währen der Interglaziale oder der Glaziale auftritt. Die eine Theorie geht davon aus, da währen glazialer Zeiten die Erosion der Gletscher auf dem Kontinent und den Schelf- en sehr intensiv ist. Auf diese Weise würde groß Mengen an Detritus in das Eis gelangen (Goodell et al. 1968, Blank & Margolis 1975). Die andere Theo- rie besagt, da währen interglazialer Phasen das Eis auf dem Rückzu ist und eine dementsprechend hohe Kalbungsrate vorhanden sein mußt (Grobe

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5 Diskussion

1986). Sedimentologische Untersuchungen von Grobe (1986) und Grobe & Mackensen (1992) an quartäre Sedimenten des Kontinentalhanges aus dem Bereich des Weddellmeeres zeigen, da das IRD-Signal vor allem der Übergangsphas von einem Glazial zum Interglazial zugeordnet werden kann. Diese These wird auch von den hier gewonnenen Untersuchungen gestützt die zeigen, da der Sedimenttransport durch Eisberge vor allem währen der kurzen Übergangsphase von einem Glazial zu einem Intergla- zial bzw. währen der Klimaoptima stattfindet, da dann der rasche Meeres- spiegelanstieg zu einem Aufschwimmen der zuvor auf dem Kontinentalschelf aufgelegenen, sedimentbeladenen Schelfeismassen führt Das anschließen de Zerbrechen des Eises läà eine groß Anzahl detritusbeladener Eisberge entstehen (Ehrmann 1994). Sobald sich die Schelfeise zu ihrer landwärtige Position zurückgezoge haben, nimmt der Eintrag an IRD ab.

Währen der Interglaziale zieht sich die Grundlinie der Schelfeise zurück so da es insbesondere im südliche Weddellmeer unter dem ausgedehnten Filchner-Ronne-Schelfeis zu einer verstärkte Bildung von Weddellmeer Bodenwasser (WSBW) kommt, was einen wichtigen Prozeà bei der AABW- Bildung darstellt (Foldvik & Gammelsred 1988). Einen weiteren Beitrag zur AABW-Bildung leisten die Bereiche der Küstenpolynyas deren Entstehung durch ablandige Winde begünstig wird. In ihnen wird das Oberflächenwasse abgekühl und durch Meereisbildung salzreicher und dichter. Das anschlies- sende Absinken der kalten Wassermassen in die Tiefsee führ zu einer verstärkte Bodenwasserzirkulation, die ihrerseits wieder Einfluà auf die fein- körnige Sedimentablagerungen hat (Ehrmann 1994).

Nach Grobe & Mackensen (1992) ist eine Interglazialfazies durch relativ hohe Gehalte kieseliger Mikrofossilien, grobkörnige Sedimente und einen hohen Sedimenteintrag durch Eisberge charakterisiert. Die Meereisbedeckung ist im Vergleich zu den Glazialen deutlich reduziert und gleicht den rezenten Verhältnisse am antarktischen Kontinentalhang. Die erhöht biogene Pro- duktion im Oberflächenwasser die durch die günstigere Eisbedingungen möglic wird, führ zu einer höhere Flußrat des organischen Kohlenstoffs und damit zur verstärkte Bioturbation am Meeresboden. In den tieferen Ozeanbereichen kommt es gleichzeitig zu einer Erhöhun der CO2-Konzen- tration, die ihrerseits zu einer Anhebung der CCD beiträgt Dieser Zusammen- hang erklär auch die Armut an kalkigen Mikrofossilien in den Sedimenten, die währen der wärmste Klimaphasen abgelagert wurden. Gegen Ende eines Interglazials wechselt die Überlieferun durch eine abnehmende Pro- duktion von der Akkumulation kieseliger Komponenten zugunsten kalkiger Mikrofossilien durch eine Cop-Abnahme in den tieferen Wasserschichten und eine Absenkung der CCD (Broecker & Peng 1982, Mackensen & Grobe 1992, Ehrmann 1994).

Im Verlauf eines Glazials führe abnehmende Temperaturen sowie der stark eingeschränkt Wärmeflu des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) (Hodell 1993) zu einer mehrjährige Meereisbedeckung im Südpolarmee (Cooke & Hays 1982). Durch den Massenzuwachs der Schelfeise und die da- mit verbundene Meeresspiegelabsenkung liegen die vorgerückte Schelfeise auf. Duch kurzfristige Vorstöà der Schelfeise könne die währen der Inter-

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5 Diskussion

glaziale auf dem Schelf abgelagerten Sedimente episodisch erodiert und als Turbidite bis in die Tiefsee transportiert werden (Grobe & Mackensen 1992). Infolge mehrjährige Meereisbedeckung und Akkumulation von Schnee auf dem Eis im Hochglazial kommt es zu einem deutlichen Rückgan der Primär produktion. Die Exportproduktion ist daher stark reduziert und führ zu gering- en Gehalten biogener Komponenten sowie schwacher bis fehlender Biotur- bation (Grobe & Mackensen 1992, Ehrmann 1994).

Um weitere Aussagen zur Änderun der Sedimentationsverhältniss im Untersuchungsgebiet zum bestehenden Sedimentationsmodell von Grobe & Mackensen (1992) zu erhalten, wurde versucht, mittels Röntgendiffraktome teranalyse (RDA) den Quarzgehalt und das Plagioklas/Korund-Verhältni zu bestimmen, um damit Aussagen bezüglic der Glazial-Interglazial-Schwan- kungen machen zu können Da sich die Ergebnisse der Kerne stark ähneln wurden exemplarisch zwei von ihnen ausgewähl (PS1 648, PS1 821 ) und in Abbildung 33 dargestellt.

Die Stationen PS1648 und PS1821, die im Einflußbereic des antarktischen Kontinentalhanges liegen, werden erwartungsgemä durch die Sedimenta- tion klastischen Materials dominiert. Gehalte von 85-90 Gew.% terrigenen Materials am Gesamtsediment werden nur in den Interglazialen, insbeson- dere der wärmste Klimaintervalle, durch erhöhte Opaleintrag auf maximal 57 Gew.% verdünn (Abb. 33). Die Quarzgehalte von 10 bis 35 Gew.% kor- relieren mit dem Plagioklas/Korund-Verhältnis dem Aluminiumgehalt als rein terrigener Komponente (vgl. Kap. 10.2.4) sowie der Terrigenfraktion. Sie sind antikorreliert zum Opalgehalt. Die Akkumulationsraten fü die terrigene Gesamtfraktion und Quarz sinken i.a. vom Interglazial zum Glazial um einen Faktor 3 bis 5. Die höchste Werte, die in den hier vorgestellten Kernen zwi- schen 64 und 11 1 g/m2/a liegen, werden im Substadium 5.5 erreicht, gefolgt von den Stadien 1 und 7 .

Abb. 33: IRD-Gehalt (Daten nach Grobe & Mackensen 1992 und Grobe et al. 1993), Quarzge- halt, PlagioklasIKorund-Verhältnis Alurniniurngehalt und Terrigenfraktion irn Vergleich zum Opalgehalt in den ausgewählte Kernen PS1648 und PS1821.

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5 Diskussion

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5 Diskussion

Die Ergebnisse zeigen, da sich die Untersuchung der Gesamtmineralogie fü den betrachteten Zeitraum von 400.000 Jahren im Bereich des antarkti- schen Kontinentalhanges nur bedingt eignet, um spätquartä Änderunge der Sedimentationsprozesse zu rekonstruieren, da die Schwankungen in den hier vorgestellten Parametern Quarz und dem Plagioklas/Korund-Verhältni lediglich die Schwankungen des Biogenopals als dominante biogene Kom- ponente negativ korreliert nachzeichnen. In den Sedimentkernen mit gerin- geren Gehalten an Biogenopal (PS1648) sind die Schwankungen im terri- genen Signal entsprechend undeutlicher. Desweiteren zeigt die Bestimmung der Terrigenfraktion, da die terrigene Anlieferung im Arbeitsgebiet in dem betrachteten Zeitraum im wesentlichen keinen große Schwankungen unter- worfen ist und ein annähern konstantes Signal liefert. Die Ergebnisse der Gesamtmineralogie lassen auch erkennen, da keine wesentlichen Änderun gen in den Mineralvergesellschaftungen der Kerne auftreten, so da daraus geschlossen werden kann, da sich das Liefergebiet innerhalb der letzten 400.000 Jahre im Arbeitsgebiet vermutlich nicht veränder hat. Die Minera- logie der untersuchten Proben spricht fü die im ostantarktischen Kontinent anstehenden Gesteine und steht im Einklang mit den Befunden von Oskierski (1 988).

Die Untersuchungen des IRD-Parameters sowie der terrigenen Komponenten zeigen, da die spätquartär Sedimentationsprozesse weitgehend durch glaziologische Prozesse kontrolliert werden, die ihrerseits durch das globale Klima gesteuert werden. Die terrigene Sedimentation wird vorwiegend durch Eistransport bestimmt und im Wechsel der Glazial-Interglazial-Schwankungen durch die Ablagerung biogenen Opals verdünnt was zur Ausbildung charak- teristischer Fazies führt wie sie von Grobe & Mackensen (1992) beschrieben werden, so da sich die hier gewonnenen Ergebnisse in das von Grobe & Mackensen erstellte Modell einfügen

5.2 Paläoproduktivitä Rekonstruktion aus Sedimentdaten

Die Primärproduktio (P) findet in der photischen Zone des Oberflächenwas sers statt und wird als Gesamtrate der Fixierung von Kohlenstoff durch Photo- synthese betreibende Organismen betrachtet. Die Primärproduktio ist ab- hängi vom Angebot der Nährstoff innerhalb der euphotischen Zone, den zugeführte Nährstoffe aus den darunterliegenden Wasserkörper sowie der Temperatur. Unter Berücksichtigun regionaler Unterschiede (Abb. 34) gelangt etwa 10 % der organischen Substanz, die durch Phyto- und Zoo- plankton in der photischen Zone gebildet wird, als sogenannte Exportproduk- tion in tiefere Wasserschichten (Sarnthein et al. 1988, Berger et al. 1989). Da- bei gelangt die produzierte organische Substanz nicht direkt in den Export, sondern zirkuliert in den obersten Wasserschichten und wird infolge der Re- mineralisation mehrfach wiederverwertet, bevor ein geringer Teil als Export- produktion (Pneu) die photische Zone verläß Eine quantitative Beziehung zwischen der Primärproduktio (P) und der Exportproduktion (Pneu) fü Pri- märproduktionswert zwischen 0 und 500 gC/m2/a gilt nach Berger et al. (1 989) wie folgt:

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5 Diskussion

Abb. 34: Verteilung der Oberflächenwasserproduktività irr Nord- und Südatlanti nach Koblents-Mishke et al. 1970 (aus Berger et al. 1989).

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5 Diskussion

f 3 (photische Zone)

Endobenthische 0,07 Respiration

Abb. 35: Beispiele fü die Prirnärproduktion Erhaltungsrate und Akkumulationsrate von orga- nischer Substanz in verschiedenen Ozeangebieten (Werte in gc/m2/a). Dargestellt sind drei Extrembeispiele: (A): = Offener Ozean, 5000 rn; (B) = Nichtauftriebsgebiet, 2500 rn; (C) = Auf- triebsgebiet, 250 m (nach Rornankevich 1984, Stein 1991; Abbildung aus Stax 1994).

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5 Diskussion

Wegen des Abbaus währen des Absinkens wird von der Exportproduktion schließlic nur ein ganz geringer Teil von dem was im Oberflächenwasse an organischer Substanz produziert wird im Sediment eingebettet und beträg durchschnittlich 0,5 bis 2 % (Berger et al. 1989). Die Erhaltung der organi- schen Substanz währen des Absinkens wird neben der Wassertiefe und den Bodenströmunge auch von den physikochemischen Eigenschaften in der Wassersäul bestimmt (Boyle 1988). Der Weg von der Primärproduktio bis zur Akkumulation ins Sediment ist zudem kein linearer Prozeà und je nach Ozeanregion sehr unterschiedlich. Abbildung 35 gibt einen Überblic übe die Primärproduktion den Abbau von organischer Substanz in der Wassersäul sowie die Akkumulation von organischer Substanz in verschiedenen Meeres- bereichen.

ORGANISCHER KOHLENSTOFF-FLUSS IN DER WASSERSAULE Mülle & Suess (1979) und Suess (1980) haben die Abhängigkei des organi- schen Kohlenstoffabbaus von der Wassertiefe und eine bessere Erhaltung des organischen Kohlenstoffs mit steigender Sedimentationsrate beschrieben (s.a. Stein 1990). Diese Beziehung bildet eine wichtige Grundlage zur An- wendbarkeit der Produktivitätsgleichunge fü oxische Bedingungen (s.u.). Fü anoxische Verhältniss gilt diese Korrelation nicht, da unter diesen Be- dingungen auch bei niedrigen Sedimentationsraten die Erhaltungsrate relativ hoch ist (Stax 1994).

Nach Suess (1980) läà sich der organische Kohlenstoff-Fluà fü jede Wasser- tiefe mit folgender Gleichung (2) berechnen:

mit: Cpluà (z) Kohlenstoff-Fluà [gC/m2/a] P Primärproduktio [gC/m2la] z Wassertiefe [m]

Bei einer mittleren interglazialen Paläoprimärprodukti von 120 gC/m2/a fü Kern PS1 821, die aus Bariumflußrate berechnet wurde, würde sich folgen- de Kohlenstoff-Flußrate ergeben:

Paläoprimärprodukti Wassertiefe Kohlenstoff-Fluà [gC/m2/a] [ml [g C/m2/a]

Die Berechnungen zeigen, da bei der Wassertiefe 4027 m, in der Kern PS1821 liegt, nur noch etwa ein Prozent der primä produzierten organischen

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5 Diskussion

Substanz erhalten sind und zur Einbettung in das Sediment zur Verfügun stehen. Neben den Sauerstoffverhältnisse ist die Sedimentationsrate fü die Erhaltung der organischen Substanz entscheidend (Mülle & Suess 1979, Stein 1990, 1991). Generell sind in den untersuchten Kernen nur noch in den oberen Sedimenthorizonten organischer Kohlenstoff bis maximal 0,4 Gew.% erhalten. In den darunter liegenden Horizonten ist in allen Kernen der orga- nische Kohlenstoff größtentei abgebaut. Die Corg-Werte erreichen hier kaum mehr als 0,1 Gew.% und gelangen somit in den Fehlerbereich der Bestim- mungsmethode, so da keine Aussage zum Corg-Fluà in Bezug zur Wasser- tiefe und Küstenentfernun sowie zum Einfluà des Eisrandes abgeleitet wer- den kann.

- 0Â 5 <U

0 % .,- W C (U - J- 0 X fc .C 0 W .- C CB 0) 0

Sedimentationsrate [cmlka]

Abb. 36: Korrelationsdiagramm zwischen dem Gehalt an organischem Kohlenstoff und der Sedimentationsrate (Mülle & Suess 1979). Zum Vergleich wurden fün ausgewählt Proben des Kerns PS1821 (schraffierte Rechtecke im umkreisten Feld) eingezeichnet.

Zur Beurteilung der Proben von Kern PS1821 wurden fün Proben exem- plarisch in das Korrelationsdiagramm nach Mülle & Suess (1979) einge- zeichnet (Abb. 36), wobei sich zeigt, da fü die in PS1821 ermittelten Sedi- mentationsraten die Corg-Gehalte generell zu gering sind. Nach diesem Korrelationsdiagramm müßt aber entsprechend der Sedimentationsraten höher Corg-Gehalte im Kern zu messen sein. Die Gehalte des organischen Kohlenstoffs sind daher mit Vorsicht zu bewerten, da sie zum einen durch die gute Korrelation mit den Tongehalten erhaltungsbedingt sein könne gleich- zeitig aber auch zu geringe Gehalte (Abb. 36) im Sediment überliefer wer- den.

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5 Diskussion

TRANSPORT DES BIOGENOPALS DURCH DIE WASSERSAULE ZUM MEERESBODEN Nach Schrader & Schütt (1981) nimmt mit zunehmender Wassertiefe (> 600 m) die Opallösun ab (Abb. 37). Dabei häng die Losungsrate von der Verweilzeit der Opalskelette in der Wassersäule dem Vorhandensein organischer Schutzhülle und der Oberflächenstruktu der Opalpartikel ab (Bohrmann 1988). Derzeit wird auch kontrovers diskutiert, inwieweit der Ein- bau von Aluminium in das Opalgitter zur Erhaltung beiträg (Van Bennekom et al. 1988, 1989, Schlüte 1990, Archer et al. 1993) (Abb. 38). Mechanismen wie Kotpillen- ("fecal pellets") oder Aggregattransport ("marine snow") erhö hen neben der Schutzhüllenfunktio die Sinkgeschwindigkeiten der Opalpar- tikel erheblich und tragen so entscheidend zur schnelleren Sedimentation bei (Bathmann 1986, Gersonde & Wefer 1987, Fischer et al. 1988, Van Benne- kom et al. 1988, Wefer et al. 1990, Wefer 1991).

Abb. 37: Lösungszone von Diatomeenschalen in der Wassersäul (nach Schrader & Schütt 1981).

Generell wird durch Zooplankton eine Reduzierung des Phytoplanktonbe- standes herbeigeführ ("grazing") (Weber et al. 1986, Abelmann & Gersonde 1991, Scharek 1991, Smetacek et al. 1992). Jedoch wird es gerade durch den Freßvorgan ermöglicht da Opalskelettreste durch Kotpillen und Aggre- gattransport in tiefere Wasserschichten und bis ins Sediment (Treguer et al. 1989) gelangen können Allerdings beobachteten Gersonde & Wefer (1987), da die Opalgerüst beim Freßvorgan der Zooplankter stark zerkleinert wer- den und so der Opallösun an der Grenzschicht MeerIMeeresboden aufgrund der Vergrößeru der Opaloberfläche Vorschub geleistet wird. Größe Be- deutung fü die Erhaltung von Opalskelettmaterial wird der Aggregatbildung zugeschrieben (Bohrmann 1988), da hier die Sinkgeschwindigkeit erhöh ist

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5 Diskussion

(> 100 m pro Tag bei Diatomeenaggregaten) (Smetacek 1985) und eine Fragmentierung nicht stattfindet.

Durch die Meereisbedeckung wird die Primärproduktio und in der Folge die Exportproduktion stark reduziert (Gersonde & Wefer 1987, Fischer et al. 1988, Wefer et al. 1982, 1990), so da insgesamt wenig silikatisches Material in den Export und dementsprechend ins Sediment gelangt (Nelson & Gordon 1982, Van Bennekom et al. 1988, Pichon et al. 1992). Um die Überlieferun von Opal in den Sedimenten aber zu ermöglichen muà die Exportproduktionsrate die Lösunusrat in der Wassersäule an der Sedimentoberfläch und im Sediment Ÿbertreffen

(gelös aus Diatomeen)

Plankton Weddellmeer, 0,01 % AI 0 00000

Plankton Cap Blanc, 0,13 % AI aAA A A A A A

500 AA; U an n u

tp

U Plankton Nordsee, 0.33 % AI n

0 0 2500 5000 7500 [Std.]

Abb. 38: Freisetzung von Silikat in Meerwasser (T = 12 ¡C bei der Lösun von Diatomeen. Die Si-Freisetzung nimmt mit zunehmendem AI-Gehalt des Opals ab (nach Van Bennekom et al. 1988).

BIOGENOPAL AN DER GRENZFLACHE MEERJMEERESBODEN Neben der Opallösungszon im oberen Bereich der Wassersäul (S.O.) läà sich eine weitere verstärkt Lösungszon auf der Sedimentoberfläch und in den obersten 20 cm des Sediments beobachten (Abb. 39) (DeMaster 1981, Schrader & Schütt 1981, Bohrmann 1988). Niedrige Sedimentationsraten sowie intensive Bioturbation steigern zusätzlic das Lösungspotentia des an Si02 untersättigte Porenwassers, so da mehr gelöste Si02 in das Meer- wasser zurückgefüh wird (Calvert 1987). Im zentralen Weddellmeer führe extrem geringe Sedimentationsraten von wenigen mmlka zu intensiver

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5 Diskussion

Lösun (Zielinski 1993). Schlüte (1990) gibt fü den Bereich des antarkti- schen Kontinentalhanges eine Opallösun bis zu 98 % an. Dennoch wird im Bereich des Südpolarmeere trotz der intensiven Opallösun und der kurzen produktiven Zeit von wenigen Monaten, die in der Saisonal Eisbedeckten Zone (SIZ) durch die Meereisbedeckung kontrolliert wird, so viel silikatisches Material produziert, da es in Sedimenten überliefer wird.

1% Calvert (1968) 1 - 10 % (Lisitzin 1971)

1 1 1 1 I

"- W :*L

C

z : .- Reduzierte Lösun (U .- T3 - e> Ig 0 0

Abb. 39: Lösungszone von Diatorneenschalen im Sediment (nach Schrader & Schütt 1981).

BIOGENOPAL: PRODUKTIVITATS- ODER ERHALTUNGSSIGNAL? Die Opal- und Radiolarienverteilungen in den bearbeiteten Sedimentkernen zeigen einen charakteristischen, weitgehend ähnliche Verlauf (Abb. 40). Deutliche Änderunge in den sedimentphysikalischen Parametern lassen sich mit den Bereichen erhöhte Opals korrelieren. In den zeitlich älteste Kernen PS1821 und PS2038 aus dem Cosmonaut- bzw. Lazarevmeer sind fün Maxima in den Parametern Opal und Radiolarien zu erkennen, die den Klimaoptima der Isotopenstadien 1, 5, 7, 9 und 11 zugeordnet werden kön nen. In den anderen Kernen sind nur die ersten drei bzw. vier Warmstadien vertreten (Abb. 40). Im allgemeinen liegen die ermittelten Maximalwerte höhe als die rezenten Oberflächendate im östliche Weddellmeer (Schlüte 1990). Die Kernabschnitte dazwischen sind durch Radiolarien so gut wie nicht repräsentiert da die Opalwerte hier auf Werte um 1 bis 3 Gew.% absinken. Die fehlende Übereinstimmun von Opal- und Radiolarienmaxima im Intergla- zialstadium 9 des Kerns PS1648 läà vermuten, da hier die Opallösun möglicherweis selektiv den Diatomeenanteil im Sediment gelös hat. Die Radiolarien, die zwar insgesamt nur einen geringen Anteil in dieser Probe ausmachen, sind aufgrund ihrer stabileren Oberflächenstruktu übriggeblie

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ben, so da hier nur der restliche Radiolarienanteil bei der Opalmessung be- stimmt wurde. Nach Abelmann & Gersonde (1991) haben Radiolarien eine höher Lösungsresisten gegenübe Diatomeen. Generell beträg im süd östliche Weddellmeer die Opallösun zwischen 68 und 100 % (Schlüte 1 990).

Die höchste Opalgehalte mit 45 Gew.% wurden in Kern PS1821 aus dem Cosmonautmeer gefunden, Ledford-Hoffman et al. (1 986) beobachteten ähn lich hohe Werte (bis 41 Gew.%) auch im Rossmeer. Die Werte der Kerne PS2038 aus dem Lazarevmeer und PS1648 und PS1375 aus dem östliche Weddellmeer erreichen in ihren Maxima kaum noch die Hälft dieses Wertes (12 bis 15 Gew.%), sind aber in den Warmstadien generell höhe als die Oberflächenwerte die von Schlüte (1990) aus dem Bereich des südöstlich Weddellmeeres angegeben wurden. An der Kernposition PS1575 liegen die maximalen Opalgehalte in den Interglazialen unter 10 Gew.%. PS2056 zeigt (zwischen 0 und 395 cm) deutlich geringere Opalgehalte als Kern PS2038 des gleichen Profils. Entscheidend fü diesen starken Unterschied ist die Wassertiefe der Kernpositionen. PS2038 liegt auf der Hangterrasse in 1603 m Wassertiefe. Kern PS2056 liegt mit 3097 m Wassertiefe am Konti- nentalfuà und somit weiter vom Liefergebiet der terrigenen Sedimente ent- fernt. Die Sedimentationsraten erreichen hier in den Interglazialen maximal 3 cmlka. Da die Grenzfläch MeerIMeeresboden bzw. die oberen 20 cm im Sediment eine verstärkt Lösungszon fü Opal darstellen (Abb. 39) (DeMaster 1981, Schrader & Schütt 1981, Bohrmann 1988), tragen die nied- rigen Sedimentationsraten entscheidend zur Opallösun bei.

Generell zeigt das Opalsignal, da es in Zeiten der Klimaoptima weder durch die stark erhöhte Sedimentationsraten (terrigene Verdünnung noch durch die Opallösun unterdrück wird, so da das im Oberflächenwasse gebildete Signal im Sediment erhalten und überliefer wird. In allen anderen Kernab- schnitten spiegeln die Opalgehalte eine Kombination aus stark herabgesetz- ter (bis fehlender) Primärproduktion erhöhte Opallösun durch geringere Sedimentationsraten sowie terrigener Verdünnun wider.

Aufbauend auf diesen Untersuchungen werden die zyklischen Schwan- kungen in der Opalproduktion als klimatisch-gesteuerte Glazial-lnterglazial- Zyklen interpretiert. Währen eines Klimazyklus korrespondieren Variationen in der Produktivitä mit dem Grad der Meereisbedeckung. Die hohen Opalgehalte, die in Kern PS1821 fast an die Gehalte der Hochproduktions- gebiete aus der Polarfrontzone (Nürnber 1995) heranreichen, könne möglicherweis durch Eisrandblüte erklär werden (Scharek 1991). Rezent ist die starke Wachstumssaison des Phytoplanktons zwar nur auf wenige Monate im Jahr begrenzt und beginnt im südliche Weddellmeer sogar ein bis drei Monate späte als an der nördliche Eiskante (Scharek 1991). Aller- dings begünstig das Schmelzen des Meereises durch die Zufuhr salzarmen Schmelzwassers die Stabilisierung von seichten Oberflächenschichten in denen sich Phytoplanktonblüte rapide entwickeln könne (Scharek 1991). Auch aus dem Eis freigesetzte Algen könne die rasche Entwicklung solcher Blüte begünstige (Fryxell 1989, Scharek 1991). Im Rossmeer sind nach Wilson et al. (1986) solche Eisrandblüte von große Bedeutung. Dort zieht

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5 Diskussion

sich das Packeis jährlic um weite Bereiche zurüc und ermöglich so eine erhebliche Vergrößeru der photischen Zone und ein starkes Blütenwachs turn. Eine SiOp-Quelle, die fü den hohen Silizium-Bedarf beim Bau der sili- katischen Gehäus währen solcher extremen Primärproduktionszeite in Betracht kommt, liegt vermutlich im Eintrag gelöste Siliziums, welches wäh rend Phasen erhöhte Meeresspiegelständ vom antarktischen Kontinent in die Ozeane gelangt sein könnt (mdl. Mitt. W.H. Berger). In den Phasen der Klimaoptima ist es durchaus wahrscheinlich, da die Überlieferungsrat des Opals deutlich übe den Schätzunge von Lisitzin (1972) (1 bis 10 % Erhal- tung), Calvert (1974) (etwa 1 % Erhaltung) und Schlüte (1990) (1 bis 5 %) liegt und bei Berechnungen zum Silikatkreislauf stärke berücksichtig werden müssen

Vor diesem Hintergrund könne die Opalgehalte der Klimaoptima als echtes Produktivitätssignal insbesondere in Verbindung mit anderen paläoprodukti vitätssensitive Indikatoren wie Barium, genutzt werden. Das verbleibende Signal, welches den gemäßigt Interglazialen und kaltzeitlichen Zeiträume zugeordnet werden muß ist dagegen als Erhaltungssignal des Biogenopals zu betrachten.

Abbildung auf der nächste Seite

Abb. 40: Opalgehalte und Radiolarien der Sandfraktion in den Kernen aus dem westlichen und östliche Weddellmeer, dem Lazarev- und Cosmonautrneer. (Radiolarien aus Grobe et al. (1993) und unpubl. Daten H. Grobe, AWI, Bremerhaven).

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5 Diskussion

5.2.2 Biogenes Barium als Produktivitatsindikator

Biogenes Barium (Ba(bio)) ist ein vielgenutzter Indikator, um zeitliche Varia- tionen der marinen Produktivitä in Sedimenten zu bestimmen (Stroobants et al. 1991, Dehairs et al. 1992, Dymond et al. 1992, Gingele & Dahmke 1994, Shimmield et al. 1994, Nürnber 1995), da es weniger lösungsanfäll als andere Produktivitätsindikatore ist.

Barytkristalle (0,5 bis 5 um) kommen innerhalb der Wassersäul als weitver- breiteter Bestandteil suspendierten Materials vor. Sie stellen den größt Teil des partikuläre Bariums dar und werden als Hauptphase fü den Eintrag von Barium ins Sediment betrachtet (Dehairs et al. 1980, 1987, 1990, 1991, Bishop 1988). Der genaue Prozeà der Barytbildung wird in der Literatur aller- dings noch diskutiert.

Nach Broecker & Peng (1982) zeigt gelöste Barium in der an Nährstoffe abgereicherten Oberflächen-Zon ein Minimum und nimmt mit der Wassertie- fe zu. Die Konzentrationen partikuläre Bariums nehmen mit steigender Was- sertiefe ebenfalls zu. Aus diesen Tiefenprofilen und der Ähnlichkei von gelös ten Barium- und Silikatprofilen in der Wassersäul wurde auf eine mit Opal gekoppelte, aktive oder passive biogene Fällun von Baryt in der photischen Zone und eine Remineralisierung beim Absinken geschlossen (Dehairs et al. 1980). Eine aktive Ausscheidung von Baryt in der photischen Zone durch planktische Organismen wurde bisher noch nicht beobachtet. Daher gehen Dehairs et al. (1980) und Bishop (1988) davon aus, da die Bildung des Baryts innerhalb der Wassersäul in sogenannten "microenvironments", in denen der labile Schwefel des organischen Materials zersetzt wird, erfolgt. In diesen Mikromilieus kommt es schließlic zu einem Sulfatüberschuà der damit die Barytfällun einleitet. Bishop (1988) fand ein Maximum an gefällte Baryt in kieseligen Aggregaten knapp unterhalb der photischen Zone. Eine aktive intrazellulär Bildung von Baryt innerhalb von Organismen wird von benthisch lebenden Xenophyophoren beschrieben (Tendal 1972). Sie wer- den bei der Probennahme jedoch leicht zerstör (Riemann et al. 1993), so da ihr Einfluà auf den Baryteintrag in das Sediment ungeklär bleibt.

Dennoch stellt Baryt ein Produktivitätssigna dar, welches im Vergleich mit den ebenfalls genutzten Indikatoren Opal, organischer Kohlenstoff und Karbo- nat am wenigsten durch diagenetische Veränderunge und Remineralisie- rung betroffen ist. Abschätzunge von Fisher et al. (1986) zeigen, da etwa 50 bis 70 % des gesamten Bariumflusses remineralisiert werden und aus dem Sediment diffundieren, währen übe 95 % des organischen Materials in den Kreislauf zurückgefüh werden (Gingele 1992).

Die Ergebnisse der eigenen Untersuchungen zeigen, da die Ba(bio)-Gehalte die Gesamtbariumgehalte auf einem niedrigeren Niveau widerspiegeln und auf der Subtraktion des Korrekturfaktors (BafAI = 0,0067, Nürnber 1995) beruhen. Im allgemeinen zeigen die Bariumkurven in allen Kernen die glei- che Tendenz wie die Opalkurven, d.h. hohe Werte währen der Klimaoptima und niedrige Werte währen der Glaziale bzw. gemäßigt Interglaziale. Zum Teil sind maximale Opalgehalte mit maximalen Bariumwerten korreliert. Die

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5 Diskussion

höchste Ba(bjo)-Werie wurden in Kern PS1821 aus dem Cosmonautmeer mit maximal 1700 pprn im Substadium 5.5 gefunden. In Kern PS1648 werden zwischen 1000 und 1300 pprn erreicht. Die Gesamtbariumgehalte von PS1648 sind in ihrer Höh vergleichbar mit den Bariumdaten des benach- barten Kerns PS1506 (Shimmield et al. 1994). In Kern PS1575 liegen die Ba(bjo)-Gehalte in den Klimaoptima bei 400 bis 700 ppm. Ba(bio)-Bestim- mungen von Nurnberg (1 995) an Oberflächensedimente aus dem östliche Weddellmeer sind mit Werten zwischen 500 bis 1000 pprn mit den hier ge- wonnen Gehalten vergleichbar. Sie liegen aber insgesamt um etwa 200 pprn unter den fü diese Arbeit gewonnenen Maximalwerten an den entsprechen- den Kernstationen. Die Ba(bjo)-Gehalte aus dem westlichen Weddellmeer vor den Süd-Orkney-Insel sind ebenfalls mit den Daten von Nürnber (1995) vergleichbar. Auch hier liegen die Gehalte des biogenen Bariums währen der Klimaoptima um etwa 200 bis 300 pprn höhe als in den von Nurnberg (1 995) bearbeiteten Oberflächensedimenten Die Ba(bio)-Gehalte liegen ins- gesamt aber deutlich unter den Maximalwerten aus dem Bereich der Polar- front. Hier werden Ba(bio)-Gehalte von > 3000 pprn beobachtet (Nurnberg 1995).

Wie bereits in den Opalgehalten beobachtet, kann auch bei Barium, das als relativ lösungsresistent Phase die Produktivitä im Oberflächenwasse wider- spiegelt, ein generell abnehmender Trend in der Produktivitä von Ost nach West abgeleitet werden. Unterstütz wird die Vermutung dieses generellen Trends auch durch Barium- und Ba(bio)-Bestimmungen an Oberflächensedi menten aus dem Lazarevmeer von Nurnberg (1995). Auch hier liegen die Ba(bio)-Gehalte, z.T. höhe (bis 2100 ppm) als in den weiter westlich gele- genen Positionen.

Von Breymann et al. (1992) beschreiben einen Zusammenhang zwischen der Höh der Bariumgehalte und der Ablagerungstiefe aus Untersuchungen am Kontinentalhang vor Peru, da mit zunehmender Wassertiefe steigende Ba- riumgehalte gefunden wurden. Auch Francois et al. (im Druck) (Abb. 41) und Nurnberg (1 995) finden mit zunehmender Wassertiefe einen Anstieg des par- tikuläre Bariums in Sinkstoffallen sowie eine Zunahme biogenen Bariums in den Oberflächensedimente des Weddellmeer-Beckens. Aus diesen Zusam- menhänge und dem mit der Wassertiefe abnehmenden Corg/Ba(bio)-Verhält nis in den Sinkstoffallen schließ u.a. auch Nurnberg (1995) auf eine Bildung von Baryt in "microenvironments", in denen beim Transport durch die Wasser- säul organisches Material abgebaut und partikuläre Baryt gebildet wird. Aus den drei untersuchten Kernen läà sich diese Abhängigkei nicht ableiten. Zwar weist Kern PS1821 mit der größt Wassertiefe (4027 m) die höchste Bariumwerte auf, an der Station PS1648 (2529 m) zeigen sich jedoch höher Werte als im ca. 900 m tiefer gelegenen Kern PS1575 (3461 m). Nach Gingele & Dahmke (1994) könne auch Verdünnungseffekt durch klasti- sches Material in küstennäher Sedimenten dazu führen da mit zuneh- mender Wassertiefe höher Bariumgehalte erreicht werden bzw. küstennah Kerne geringere Bariumgehalte aufweisen. In den Kernen PS1575 und PS1648 unterscheiden sich die Sedimentationsraten jedoch nur geringfügig Da aber die Akkumulationsraten des biogenen Bariums in Kern PS1648 generell höhe sind (Abb. 20), läà sich vermuten, da die höhere &(bio)-

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5 Diskussion

Gehalte an der Station PS1648 auf eine höher Produktion im Oberflächen wasser im Vergleich zu Kern PS1575 zurückzuführ sind, was die 0.g. Vermutung des abnehmenden Produktivitätstrend von Ost nach West unter- stützt

Abb. 41: Das Corg/Ba(bio)-Verhältni mit zunehmender Wassertiefe in den Sinkstoffen des

Südatlantiks Die Kreuze zeigen Stationen, die nach Francois et al. (im Druck) am geringsten durch einen Eintrag detritischen Kohlenstoffs undloder Barytlösun beeinfluß sind. Das ideale

Corg/Ba(bio)-Verhältni wird durch die Funktion Corg/Ba(bio) = 4787 . z-Oy6I6 beschrieben. z =

Wassertiefe [m]. Abbildung aus Nürnber (1 995).

Im Kern PS1 821 zeigt sich zwischen 10,OO und 10,10 m Kerntiefe ein auf- fällige Rückgan der Ba(bio)-Gehalte von Ca. 1100 ppm auf unter 700 ppm, wobei gleichzeitig die Opalgehalte auf 45 Gew.% ansteigen (Abb. 28). In anoxischen Sedimenten, in denen das Porenwasser an Sulfat vermindert ist und das Löslichkeitsproduk von Baryt unterschritten wird, kann es zu einer Remobilisierung von Baryt kommen (Brumsack 1989, Von Breymann et al. 1990, 1992). Eine solche Sulfatreduktion kann durch mikrobiellen Abbau organischer Substanz herbeigeführ werden (Brumsack 1989). Dabei wandert das gelöst Barium entlang des Löslichkeitsgradiente nach oben und wird am Ende der Sulfatreduktionszone, wo wieder ausreichend Sulfat im Poren- wasser vorhanden ist, als authigener Baryt ("Baryt-Front") ausgefällt Hier erzeugt die Front ein diagenetisches Signal, welches das ursprünglich Produktivitätssigna nicht mehr widerspiegelt (Gingele 1992, Nürnber 1995). Daà an dieser Stelle ein diagenetisches Bariumsignal vorliegt, ist allerdings sehr unwahrscheinlich, da im gesamten Kern keine Hinweise auf ein redu- zierendes Milieu (2.B. hohe Schwefelgehalte, Pyritbildung) zu erkennen sind. Außerde wurden bisher im gesamten Bereich des antarktischen Kontinen- talhanges nur Kerne aus oxischen Milieus gefunden. Es ist daher davon

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5 Diskussion

auszugehen, da das Bariumsignal durch extreme Opalakkumulation ver- dünn wurde und den Einbruch erklärt

Die Barium- bzw. Ba(bio)-Kurven zeigen eine gute Korrelation zu den Opalge- halten bezüglic der Glazial-Interglazial-Zyklen, was deren genetischen Zusammenhang unterstützt Dennoch zeigen zwei der drei Kerne (PS1648 und PS1821) eine Phasenverschiebung zwischen den Maxima der Opal- und Bariumgehalte (Abb. 42). Diese Phasenverschiebung kann zwischen 5 und 20 cm schwanken (entspricht zwischen 2000 und 3000 Jahren). Da die Opal- und Bariumkonzentrationen im Sediment letztlich übe die Produktivitä gesteuert werden, wär zu erwarten, da die Maxima in den beiden Para- metern generell parallel verlaufen. Abbildung 42 zeigt die Konzentrationen von Opal und biogenem Barium im Kern PS1821, in dem die Phasenver- schiebung der Maxima der Gehalte am deutlichsten ist, aber auch im Kern PS1 648 auftritt.

Opal [Gew.%]

Barium [Gew.%]

Abb. 42: Der Vergleich der biogenen Barium- und Biogenopalgehalte im Kern PS1821 zeigt eine Phasenverschiebung in den Maxima.

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5 Diskussion

Eine Phasenverschiebung zwischen den Parametern Opal und Barium wurde auch von Shimmield et al. (1994) an Kernen aus dem Südpolarmee beo- bachtet und könnt durch folgendes Szenario erklär werden: Währen der Klimaoptima, die sich in den Kernen durch sehr hohe Opal- und Bariumwerte auszeichnen, muà eine explosionsartige Primärproduktio des Phyto- und Zooplanktons stattgefunden haben. Eisrandblüten wie sie auch rezent beobachtet werden (EI-Sayed & Taguchi 1981, Nelson & Smith 1986, Scharek 1991, Gleitz et al. 1994, Smetacek et al. 1992), könnte Auslöse fü solche extremen Produktionsbedingungen gewesen sein und eine wichtige Randbedingung fü hohe Exportproduktivitäte liefern. Extreme Produktion und Krillfraà ermögliche schnellere Absinkraten und führe damit möglicher weise dazu, da sich die partikuläre Barytkristalle nicht in vollem Umfang bilden können Hinzu kommt, da das Bariumsignal durch eine hohe Opal- akkumulation extrem verdünn wird. Weiterhin ist zu diskutieren, inwieweit eine starke Schmelzwasserbildung zu Beginn der Klimaoptima Einfluà auf den gelöste Bariumanteil in der Wassersäul und damit auf die Baryt- bildung haben könnte Zu beachten ist jedoch, da sich die Konzentrationen der Barytkristalle nach Dehairs et al. (1980) im Pikomol-Bereich bewegen. Die Gehalte des gelöste Bariums im Meerwasser liegen im Nannomol-Bereich, also drei Potenzen höher Demnach ist es eher unwahrscheinlich, da Schmelzwasserprozesse einen Einfluà auf das gelöst Barium haben und den limitierenden Faktor fü die Barytkristallbildung darstellen sollen.

5.2.3 Vergleich der Produktivitatsindikatoren Karbonat-, organi- scher Kohlenstoff-, Opal- und Bariumakkumulation

Der Vergleich der Akkumulationsraten zeigt eine gute Korrelation zwischen biogenem Barium, Biogenopal und organischem Kohlenstoff (Abb. 43, 44). Untersuchungen von Shimmield et al. (1994) im Scotia- und Weddellmeer und von Nürnber (1995) im Bereich der Polarfront des Südatlantik zeigen ebenfalls übereinstimmend biogene Barium- und Opalkurven in den Sedi- mentkernen. Die Korrelation des biogenen Bariums und des Opals spricht fü eine erhöht Barytbildung innerhalb der silikatischen biogenen Aggregate. Dehairs et al. (1980), Bishop (1988) und Stroobants et al. (1991) beschreiben ebenfalls eine vermehrte Barytbildung innerhalb von Diatomeenaggregaten.

Nach einem Modell von Broecker & Peng (1982) ist die Opalerhaltung im Sediment im wesentlichen vom Opalfluà abhängig Eine Zunahme der Primärproduktio von silikatischen Mikroorganismen im Oberflächenwasse ruft einen höhere Opalfluà hervor, der wiederum die Si-Konzentration im Porenwasser erhöht Dadurch wird die Lösungsrat des Opals in der kriti- schen Zone im Sediment reduziert (Broecker & Peng 1982, Lisitzin 1985, Leinen et al. 1986, Bohrmann 1988). Die geringere Lösun infolge zuneh- mender Flußrate bei gesteigerter Produktion von Biogenopal führ daher zu einer besseren Erhaltung des Produktivitätssignal (Jansen & Van der Gaast 1988, Lyle et al. 1988). Eine Berechnung der Opalproduktion im Oberflächen Wasser aus Opalakkumulationsraten ist aufgrund fehlender Kenntnis der Erhaltungsraten im Sediment nicht möglich Die Opalüberlieferun kann zudem regional stark schwanken. Variationen innerhalb eines Kerns könne

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5 Diskussion

Abb. 43: Vergleich der Akkumulationsraten von Barium mit den Akkurnulationsraten von organischem Kohlenstoff, Opal und Karbonat in den Sedimenten der Kerne PS1575, PS1648 und PS1821; n = Probenzahl, r = Korrelationskoeffizient.

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5 Diskussion

0 5 10

AR Opal [g/m2/a] 0 5 10

AR Opal [g/m2/a]

Abb. 44: Vergleich der Akkumulationsraten von Opal mit den Akkumulationsraten von organischem Kohlenstoff und Karbonat in den Sedimenten der Kerne PS2038 und PS2056; n = Probenzahl, r = Korrelationskoeffizient.

5.2.4 Paläo und Exportproduktivitatsraten aus biogenem Barium

Die Paläo (PP) sowie die Exportproduktivitätsrate (Pneu) (Tab. 4) der Kerne PS1 575, PS1 648 und PS1 821, die mittels des biogenen Bariumflusses be- rechnet wurden (Kap. 10.2.8), zeigen eine gute Korrelation zu den Glazial- Interglazial-Stadien. Die Paläoproduktivitätsrat der interglazialen Stadien bzw. Substadien schwanken in ihren Maxima zwischen 83 und 345 gC/m2/a (Pneu = 15-1 77 gC/m2/a) an der Station PS1821 und zwischen 145 und 221 gC/m2/a (Pneu = 44-90 gClm21a) an der Station PS1648. Diese Werte sind vergleichbar mit Raten von rezenten Hochproduktionsgebieten, die Wer- te zwischen 125 bis 200 gC/mS/a (Pneu = 28-57 gC/m2/a) erreichen (Berger et al. 1989). Allerdings könne in Extremfälle in Auftriebsgebieten, wie z.B. vor der Westküst Südamerikas Primärproduktionsrate von mehr als 600 gC/m2/a erreicht werden (Suess 1980).

Maximale Paläo bzw. Exportproduktionsraten werden in Kern PS1821 im Substadium 5.5 erreicht (PP = 345 gC/m2/a; Pneu = 177 gC/m2/a), gefolgt von den Stadien 9 (PP = 208 gC/m2/a; Pneu = 83 gC/m2/a) und 7 (PP = 178 gC/m2/a; Pneu = 64 gC/mS/a). Auffallend sind die geringen Raten im

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5 Diskussion

Tab. 4: Gemittelte und maximale Paläoproduktivität (PP) sowie Exportproduktivitätsrate (Pneu) (in gc/rn2/a) fü verschiedene Zeitscheiben aus dem Bereich des antarktischen Konti-

nentalhanges des Weddell- und Cosrnonautmeeres. In die Berechnung der Mittelwerte sind die Paläoproduktivität (PP) und Exportproduktivitätsrate aller Proben der einzelnen Stadien eingegangen.

Stadium PP(mitt1.) PPfmax.) Pneu(mittl.) Pneufmax

Stadium 1 73 95 13 20

Stadium 2, 3,4

Stadium 2,3,4,5 22 26 1 2

Stadium 5.1 - 5.4

Stadium 5.5 88 170 29 87

Stadium 6 28 37 2 3

Stadium 7 63 96 10 20

Stadium 8 19 22 1 1

Stadium 9 45 82 5 14

Stadium 10

PS1 575 Isotopen

PS1 648

'

Isotopen

Stadium PPfmittl.) PP(max.) Pneufmittl.) Pneufmax;

Stadium 1 106 215 29 87

Stadium 2,3,4 43 51 4 6

Stadium 2,3,4,5

Stadium 5.1 - 5.4 55 59 7 8

Stadium 5.5 144 221 45 90

Stadium 6 43 64 5 10

Stadium 7 110 189 27 69

Stadium 8 14 14 1 1

Stadium 9 78 145 16 44

Stadium 10

Stadium 11

PS1 821 Isotopen

Stadium PPfmittl.) PP(max.) Pneu(mitt1.) Pneu(max)

Stadium 1 62 83 10 15

Stadium 2,3,4

Stadium 2,3,4, 5 64 89 10 18

Stadium 5.1 - 5.4 Stadium 5.5 221 345 92 177

Stadium 6 86 106 18 25

Stadium 7 95 178 25 64

Stadium 8 62 67 9 10

Stadium 9 131 208 40 83

Stadium 10 98 107 21 25

Stadium 11 102 171 24 56

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Holozä (PP = 83 gC/m2/a; Pneu = 15 gC/m2/a), die aber wahrscheinlich auf das Fehlen des obersten Kernbereichs zurückzuführ sind (vgl. Kap. 4.5). Auch Kern PS1648 weist im Substadium 5.5 die höchste Paläo (PP = 221 gC/m2/a) und Exportproduktivitätsrate (Pneu = 90 gC/m2/a) auf. In den Stadien 7 und 9 liegen die Maxima geringfügi unter diesen Werten. Der vor den Süd-Orkney-Insel gelegene Kern PS1575 erreicht maximale Paläopro duktivitätsrate zwischen 82 und 170 gC/m2/a (Pneu = 14 bis 87 gC/m2/a). Die höchste Raten werden auch hier im Substadium 5.5 erreicht (PP = 170 gC/m2/a; Pneu = 87 gC/m*/a), gefolgt von den Werten des Holozäns Stadium 7 und schließlic Stadium 9.

In Tabelle 5 sind die eigenen rezenten bis subrezenten (= oberste Kernprobe) Produktivitätsraten die mittels biogenen Bariumflusses berechnet wurden, zum Vergleich mit Primärproduktionsrate fü verschiedene Regionen des Südatlantiks die mittels des biogenen Barium- (Nürnber 1995), des Corg- (Wefer & Fischer 1991) und des Si-Flusses (Treguer & Van Bennekom 1991) berechnet wurden, gegenübergestell (Daten aus Nürnber 1995).

Tab. 5: Primärproduktio subrezenter Sedimentdaten (PP (1) = PPB~), die mittels biogenen Bariumflusses berechnet wurden, irn Vergleich zu Prirnärproduktionsrate fü verschiedene Regionen des Südatlantiks die mittels biogenen Barium- (PP (2) = (Nurnberg 1995), des Corg- (PP (3) = PPcorg) (Wefer & Fischer 1991) und Si-Flusses (PP (4) = PPsi) (Treguer & Van Bennekorn 1991) aus Sinkstoffallendaten berechnet wurden (Daten aus Nürnber 1995).

; PP (1) l PP (2) 1 PP (3) i PP (4)

[gC/m2/a] l [gC/m2/a] 1 [gC/m2/a] [gC/m2/a] ........................................................................ ; .................................. :

Polarfrontzone 36-47 l 83 l 18

Saisonal Eisbedeckte Zone 23 l 3-40 34

Antarktische Küstenregio l 62-106 l 6-52 l 10-45 l 24

Die Daten in Tabelle 5 zeigen, da die höchste Primärproduktivität in der antarktischen Küstenregio zu finden sind. Allerdings ist hier zu beachten, da die fü diese Arbeit errechneten Werte mit den Primärproduktionsrate anderer Autoren nicht ohne weiteres vergleichbar, da die Raten der anderen Autoren aus Sinkstoffallendaten berechnet wurden und damit einen anderen Zeitrahmen als die hier untersuchten Sedimentproben besitzen. Dennoch zei- gen die Werte eine ähnlich Größenordnun Die relativ groß Schwan- kungsbreite der Raten fü die Antarktische Küstenregio ist auf die hohe saisonale Variabilitä der Exportproduktion zurückzuführe Dies wurde z.B.

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innerhalb der Bransfield-Straß beobachtet, wobei dort das Vorkommen von Krill mittels Kotballen einen erheblichen Einfluà auf den Export des primär produzierten Planktons hatte (Wefer et al. 1988).

Hohe Paläo und Exportproduktivitätsrate werden in den untersuchten Sedi- mentkernen in den Interglazialen, niedrige Werte in den Glazialen und gemäßigt Interglazialen erreicht (Abb. 45). Diese Ergebnisse stimmen auch mit Untersuchungen an benthischen Foraminiferen am antarktischen Konti- nentalhang überei (Mackensen et al. 1994). Neben dem erhöhte NADW- Einfluà auf die südliche Wassermassen sind hierfü möglicherweis auch Eisrandblüte verantwortlich, die in den Klimaoptima die Phytonplanktonblüt einleiten, wie es rezent beobachtet und von vielen Autoren beschrieben wird u .a . Sakshaug & Holm Hansen 1984, Scharek 1991, Smetacek et al. 1992). Gleichzeitig belegen die Untersuchungen, da die Primärproduktio im Glazial infolge starker Meereisbedeckung erheblich eingeschränk war, was im Gegensatz zu den Ergebnissen aus niederen Breiten steht. In subtropi- schen Auftriebsgebieten vor Nordwestafrika und Peru steigt (fällt die Produk- tivitä in Abhängigkei von der Intensitä (reduzierten Intensität der Winde, die eine Intensivierung (Reduzierung) des Küstenauftrieb in den Glazialen (Inter- glazialen) hervorrufen und fü den letzten Glazial-Interglazial-Zyklus beschrie- ben worden sind (u.a. Sarnthein et al. 1987).

Die wenigen direkten Messungen der Primärproduktio im Untersuchungs- gebiet sind regional sowie saisonal sehr variabel (Scharek 1991). Sie wurden dabei meist währen der Planktonblüte im kurzen antarktischen Sommer vorgenommen. Die gewonnenen Daten lassen sich allerdings nur schwer auf die jährlich Primärproduktio extrapolieren. Währen einer Meßkampagn von Januar bis Mär 1991 wurden am antarktischen Kontinentalrand des Weddellmeeres Primärproduktionsrate zwischen 400 und 1000 mgC/m2/d und bis maximal 1500 mgC/m*/d in den eisfreien Gebieten gemessen (Gleitz et al. 1994). Um die rezenten Daten mit den in dieser Arbeit ermittelten Paläo produktivitätsrate zu vergleichen, muà die Zeitspanne berücksichtig werden, in der eine biogene Produktion überhaup möglic ist. Rezent nimmt die Pro- duktion in der photischen Zone von Januar bis Mär ab (Gleitz et al. 1994). Danach beginnt die Bildung des neuen Wintermeereises. Nach Gloersen et al. (1992) ist fü die Positionen der hier untersuchten Kerne eine Periode von maximal sechs Monaten, in der biologische Produktion stattfinden kann, als realistisch zu betrachten. Unter Annahme einer solchen Produktionsperiode läà sich aus den Daten von Gleitz et al. (1994) eine Primärproduktio von 80 bis 230 gClm21a fü den Bereich des antarktischen Kontinentalhanges im Weddellmeer errechnen. Diese Berechnungen zeigen in der Größenordnu eine gute Übereinstimmun mit den hier ermittelten Paläoproduktivität berechnungen aus den Bariumdaten und führe zu dem Schluß da das südlich Südpolarmeer insbesondere der antarktische Kontinentalhang, als Hochproduktionsgebiet betrachtet werden muß

Nach der globalen Produktivitätskart der Primärproduktio von Berger (1991) liegen fü den hier untersuchten Bereich die Primärproduktionsrate zwischen 40 und 90 gC/m*la. Koblents-Mishke et al. (1970) geben fü den antarktischen Kontinentalrand im atlantischen Sektor 55 bis 90 gC/m21a und

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fü Bereiche des südöstlich Weddellmeeres, in denen Polynyas beobachtet werden, sogar Werte zwischen 90 und 180 gClm21a fü die Produktivitä im Oberflächenwasse an (Abb. 34), die eine gute Übereinstimmun mit den hier aus Bariumflußrate berechneten Paläoproduktivitätskalkulation zeigen (Abb. 45, 46).

Die außergewöhnli hohen errechneten Paläoproduktivitätsrat bis maxi- mal 345 gC/m*/a (Pneu = 177 gC/m2/a) in Kern PS1821 (Abb. 45, Tab. 4) müsse allerdings kritisch betrachtet werden, denn gegenwärti werden der- artige Werte nur in wenigen Ozeanregionen (z.B. ~üstenauftriebsgebiete beobachet (Berger 1989). Eine möglich Erklärun fü die zu hoch berech- neten Produktivitätsrate könnt in der Sedimentumlagerung (Sedimentfo- kussierung) liegen. Die Fokussierung stellt einen Prozeà dar, der durch Ver- änderunge der Bodenströmun kontrolliert wird. Dabei wird resuspendiertes Sediment durch erhöht Bodenströmunge transportiert und bei abnehmen- den Strömungsverhältniss wieder akkumuliert, so da es dadurch lokal zu überhöht Gesamtakkumulationsraten (Faktor 2-3, mdl. Mitt. M. Frank) durch Sedimentumlagerung kommen kann. Untersuchungen derartiger Sedimente erschweren die Interpretation erheblich, da sie beispielsweise bei Betrach- tungen zur Produktivitä nicht ausschließlic die Oberflächenproduktività widerspiegeln. Mittels Thorium-Flußrate lassen sich die "wahren" Akkumula- tionsraten bestimmen (Frank et al., eingereicht). Dieser Prozeà ist jedoch regional sehr unterschiedlich und noch nicht hinreichend untersucht.

In den Paläo sowie Exportproduktivitätsrate spiegelt sich ebenfalls die von Osten nach Westen abnehmende Tendenz wider (Abb. 46). Ein mögliche Grund dafü kann im Rückzugsverhalte des Meereises liegen, das sich heute generell von NE nach SW zurückzieht Das westliche Weddellmeer bleibt auch im Sommer eisbedeckt (Gloersen et al. 1992). Möglicherweis hat dieses Rückzugsverhalte in dem betrachteten geologischen Zeitraum statt- gefunden, so da die Bereiche von Ost nach West frühe unter eisfreie Bedin- gungen gelangten und die biogene Produktion eher einsetzten konnte. Heute werden die mit dem Eisrand nach Süde wandernden Eisrandblüte fü einen große Teil der Primärproduktio im Bereich der Antarktis verantwort- lich gemacht (Sakshaug & Holm-Hansen 1984). Welche Rolle dem Weddell- wirbel in diesem Zusammenhang zukommt, konnte im Rahmen dieser Arbeit nicht geklär werden.

Abb. 45: Sedimentationsraten, Akkumulationsraten der biogenen Komponenten Opal und Barium, der Flußrate des Bariums sowie der daraus berechneten Export- und Paläoprodukti vitätsrate im Kern PS1 575, PS1 648 und PS1 821.

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5 Diskussion

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5 Diskussion

Abb. 45: Fortsetzung.

Eine weitere offene Frage bleibt, warum zwar hohe Opal- und Bariumgehalte überliefer werden, die sich in relativ hohen Paläo und Exportproduktivitäts raten widerspiegeln, nicht aber hohe Corg-Gehalte im Sediment erhalten bleiben. Der organische Kohlenstoff, der im Oberflächenwasse produziert wird und in den Export gelangt, wird auf dem Weg durch die Wassersäul nahezu komplett respiriert. Dieses Ergebnis entspricht generell den Angaben von Mülle & Suess (1979), Sarnthein et al. (1988) und Stein (1991) fü hemipelagische Sedimente. Dennoch bleibt ungeklsrt, warum von dem relativ hohen Export, der hier mittels des Bariumflusses berechnet wurde, im Sedi- ment nur noch sehr geringe Gehalte an organischem Kohlenstoff überliefer werden. Curry & Lohmann (1990) vertreten die Meinung, da vor allem die 02-Gehalte im Bodenwasser übe die 02-Diffusion in das Sediment den Abbau oder die Corg-Erhaltung kontrollieren. Übe die Verwendung der Corg- Gehalte zur Berechnung von Paläoproduktivitätsrat gibt es daher auch weiterhin kontroverse Diskussionen.

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5 Diskussion

1 Glaziales 1 PP = 33 1 Maximum 1 Pneu =

B

@ PP = 23

Abb. 46: Gemittelte (= gemittelte Maximalwerte der einzelnen Glazial- bzw. Interglazial- Stadien) Paläo (PP) sowie Exportproduktivitätsrate (Pneu) in g~/rn2/a, die aus Bariumflußrate

an den drei Kempositionen PS1575, PS1648 und PS1821 berechnet wurden. Dargestellt sind die Werte fü Klirnaoptimum und Glaziales Maximum.

5.2.5 Vergleich von Palaoproduktivitatsberechnungen mittels biogenem Barium und organischem Kohlenstoff

Die Gehalte an organischem Kohlenstoff in den untersuchten Sedimenten sind sehr niedrig (< 0,4 Gew.%), so da sich eine Interpretation der Daten übe die Klima- und Meereisverhältniss in den geologischen Zeiträume sehr schwierig gestaltet. Prinzipiell wird der organische Kohlenstoff zur Beur- teilung der Produktivitä des Phyto- und Zooplankton (Primärproduktion ver- wendet und dazu herangezogen, Aussagen übe paläoklimatisch und paläo ozeanographische Bedingungen zu treffen. Jedoch wird dieses primär Pro- duktivitätssigna auf dem Weg von der photischen Zone zum Sediment durch eine ganze Reihe z.T. noch ungeklärte Faktoren beeinflußt Die Einbettung und Erhaltung des organischen Kohlenstoffs im Sediment ist neben der Dau- er des Partikelflusses durch die Wassersäul (Wassertiefe) (Suess 1980),

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dem Sauerstoffgehalt des Bodenwassers, frühdiagenetische Prozessen (Bioturbation, Mineralreaktionen, mikrobieller Abbau) und der Sauerstoffein- dringtiefe (Schlüte 1990) sowie der Zusammensetzung des organischen Materials von der Sedimentationsrate (Stein 1990, 1991) abhängi (vgl. Kap. 5.2). Die Bildung von Mikromanganknollen und das Fehlen von Pyrit in den untersuchten Kernen sprechen fü ein oxidierendes Porenraum-Milieu, also durch freien Sauerstoff oder Reduzierung von Mangan- und Eisenoxiden, Nitrat oder Sulfat beschleunigten Abbau des organischen Materials (Engel & Macko 1993).

Abb. 47: Korrelationsdiagramm zwischen dem Gehalt an organischem Kohlenstoff und dem Tongehalt im Kern PS1821 (unpubl. Daten H. Grobe und G. Kuhn, AWI, Bremerhaven); n =

Probenzahl. r = Korrelationskoeffizient.

Im Gegensatz zu den abbauenden Mechanismen zeigt die gute Korrelation des organischen Kohlenstoffs mit den Tongehalten, da Oberflächen-lAdsorp tionseffekte einen wichtigen Beitrag zum Erhalt des organischen Materials leisten (Abb. 47). Dies hat in Kern PS1821 dazu geführt da ein organisches Kohlenstoffsignal erhalten geblieben ist, von dem nicht eindeutig gesagt wer- den kann, ob es sich um ein Produktivitätssigna undloder ein Erhaltungssig- nal handelt, da erhöht Werte des organischen Kohlenstoffs immer mit höhe ren Tongehalten korreliert sind. Generell sind aber auch die Opal- und Bariumgehalte mit den Corg-Gehalten in Kern PS1 821 korreliert.

Aufgrund der relativ guten Übereinstimmun des organischen Kohlenstoffs mit den Produktivitätsindikatore Opal und Barium in Kern PS1821 wurde die- ser Kern ausgewählt um Paläoproduktivitätsberechnung (PPcorg) mittels Corg nach Mülle & Suess (1979), Stein (1986) und Sarnthein et al. (1987) - unter den 0.g. Vorbehalten - durchzuführe und sie mit den aus dem bioge- nen Bariumfluà berechneten Paläoproduktivitätsrat (PPea) zu vergleichen.

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stabilere Phase ist. Außerde spiegeln die Corg-Gehalte mit große Wahr- scheinlichkeit kein Produktivitätssigna wider und sind, bezogen auf die Sedi- mentationsrate, in ihren Gehalten zu gering (s. Abb. 36), da der organische Kohlenstoff unterhalb der subrezenten Bereiche vermutlich bis auf ein Mini- mum abgebaut ist. Sie sind somit fü die Paläoproduktivitätsbetrachtung am antarktischen Kontinentalhang nicht verwendbar.

5.3 Paläoproduktività und

Der Südozea ist ein Meeresbereich, in dem einströmende Nordatlantisches Tiefenwasser (NADW) mit Wassermassen des Pazifischen und Indischen Ozeans und Wassermassen antarktischen Ursprungs vermischt wird (Howard & Prell 1994). Generell sorgen die Tiefen- und Bodenwassermassen fü den Austausch der große ozeanischen Meeresbecken und somit fü einen Austausch zwischen den Hemisphären Dabei geht man davon aus, da Vari- ationen im relativen Wärmeflu des NADW mit den Klimazyklen die Wasser- massen des Südozean und damit das Zirkumpolare Tiefenwasser (CDW) beeinflussen. Währen der glazialen Maxima, in denen die Produktion von Tiefenwasser im Nordatlantik aufgrund von ausgedehnter Meereisbedeckung unterbunden wird (Oppo & Fairbanks 1987, Hoddell 1993), kommt der NADW- Zustrom vermutlich völli zum Erliegen. In letzter Zeit wird dieser Zusam- menhang jedoch in Frage gestellt, da Messungen der CdICa-Verhältniss an benthischen Foraminiferen aus dem Kap-Becken belegen, da die NADW- Zufuhr währen der Abschmelzphasen am geringsten ist (Oppo & Rosenthal 1994). Als besonders problematisch erwies sich die generelle Diskrepanz zwischen den Ergebnissen aus der Interpretation von CdICa-Verhältnisse und den stabilen Kohlenstoffisotopen-Verhältnisse aus dem Südpolarmee (Boyle 1992, 1994, Oppo & Rosenthal 1994). Währen die Cadmium-Gehalte lediglich geringe Glazial-interglazial-Änderunge im Nährsalzgehal des Bo- denwassers und damit im Einfluà des NADW belegen (Lea & Boyle 1990, Boyle 1992), sind die Änderunge im 81%-Signal größ als in allen anderen Ozeanegionen (Curry et al. 1988, Oppo et al. 1990, Mackensen et al. 1994). Die Opal- und Bariumanalysen von Kontinentalhangkernen zeigen jedoch, da der Anstieg dieser beiden Parameter mit dem Rückschreite der Ab- schmelzphase einhergehen. Diese Fakten wiederum sprechen eher fü die traditionelle These und weniger dafür da die NADW-Zufuhr erst späte einsetzt (Oppo & Rosenthal 1994).

Da das NADW die Wärmequell fü den atlantischen Sektor des Antarktischen Ozeans darstellt, kontrolliert das NADW auch den Grad der Meereisbedeckung und damit die Primärproduktion Da das Oberflächen Wasser zwischen der Polarfront und der Antarktischen Divergenz nährstoff reich ist, stellt das Meereis den einzigen limitierenden Faktor dar (Deflice & Wise 1981). Die Variationen der Produktivitä im Wechsel der Klimazyklen korrelieren mit der Ausdehnung des Meereises in ähnliche Weise, die auch rezent in den saisonalen Prozessen stattfinden und die Produktivitä kontrol- lieren. Dies zeigen Sedimentfallen-Studien im Antarktischen Ozean (z.B. Wefer et al. 1990).

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5 Diskussion

Erhöht Paläo und Exportproduktivitäte währen der Klimaoptima, die durch maximale Opal- und Bariumgehalte sowie intensive Bioturbation gekennzeichnet sind, entstehen aus dem Wechselspiel der Meereisbedek- kung sowie sich verändernde Einflüsse der Wassermassen. Am ant- arktischen Kontinentalhang des Weddellmeeres zeigt sich, da nicht nur die Primärproduktion sondern auch das WDW, welches die südlich Kompo- nente des CDW darstellt, die Tiefenlage der Lysokline und der CCD beein- fluß (Anderson 1975, Mackensen et al. 1990). Währen eines Klimazyklus variiert die CCD zwischen 4000 und 2000 m und erreicht im Südpolarmee währen der Klimaoptima den höchste Stand (Grobe & Mackensen 1992). Howard & Prell (1994) wiesen nach, da in Gebieten, die rezent von CDW überstriche werden, währen der Glazialzeiten die Karbonatlösun erhöh war. Sie begründe ihre Aussage mit einer Erhöhun der Alkalinitä im ant- arktischen Oberflächenwasser Außerde soll die glaziale Lysoklinenvertie- fung den Änderunge der Zufuhrraten von NADW in den antarktischen Ozean vorauseilen (Howard & Prell 1994).

Die in dieser Arbeit untersuchten Sedimente, die den Glazialzeiten zuge- ordnet wurden, zeigen i.a. deutlich verminderte Gehalte biogener Komponen- ten sowie geringere Sedimentations- und Bioturbationsraten. Dieses Ergeb- nis steht im Einklang mit den Befunden von Mackensen et al. (1989), Charles et al. (1991), Mortlock et al. (1991), Grobe & Mackensen (1992), Nürnber (1995) und Schmied! (1995), die eine hohe glaziale Produktion nördlic der heutigen Polarfront, dagegen eine niedrige Produktivitä südlic davon nach- weisen konnten. Cooke & Hays (1982) nehmen eine permanente Eisbedek- kung zwischen der Polarfront und der antarktischen Küst währen des letzten glazialen Maximums an. Vermutlich war insbesondere währen dieses Zeitraumes die Produktion extrem reduziert. Dennoch haben mit große Wahr- scheinlichkeit im Arbeitsgebiet auch glaziale Polynyas, wie sie auch Melles (1991) fü Teile des südöstlich Weddellmeeres rekonstruieren konnte, be- standen. Da in den Kernen des Lazarevmeeres in den glazialen Horizonten Bioturbationsspuren gefunden wurden, muà auch fü diesen Meeresbereich eine glaziale Polynya gefordert werden. Die fü die Glaziale berechneten mittleren Exportproduktivitätsraten die zwischen 1 und 21 gCm2la liegen, lassen den Schluà zu, da vermutlich auch in den Kaltzeiten am antarkti- schen Kontinentalhang stets biogene Produktion stattfand und vermutlich durch glaziale Polynyas ermöglich wurde.

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6 Produktivitäts und Sedimentationsmodell

in Stadium 8 (14-62 gClm2la) erreicht. Biogener Opal und organischer Kohlenstoff werden nahezu vollständi gelös bzw. abgebaut. Die Bildungs- Prozesse von Bodenwasser finden in den Kaltzeiten nur eingeschränk bzw. nicht statt. Zeitweise auftretende Polynyas, wie sie Melles (1991) fü das südöstlic Weddellmeer rekonstruierte und die nach den Ergebnissen dieser Arbeit vermutlich in Teilen des Lazarevmeeres vorkommen, ermögliche neben Bodenwasserbildung und vertikaler Zirkulation auch eine einge- schränkt biogene Produktion. Die Eisbergaktivitä ist währen der Glaziale stark eingeschränkt da das Packeis die Drift von Eisbergen behindert und durch die starke Meeresspiegelabsenkung die Schelfeise auf dem Schelf aufliegen. Die vorrückende Schelfeise erreichen mit ihrer Grundberührungs linie episodisch die Schelfkante und beförder das währen der Interglaziale abgelagerte Sedimentmaterial in episodischen Schübe hangabwärt (Grobe & Mackensen 1992).

Abbildung auf der nächste Seite

Abb. 49: Schematische Darstellung des Beziehungsgeflechts zwischen saisonalem Meereis und der Primär und Exportproduktion des Planktons. Daneben sind die Prozesse, die die par- tikuläre organischen und silikatischen Substanzen und den Barytbildungsprozeà betreffen sowie der Einfluà des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) auf Produktion und Einbettung in das Sediment am antarktischen Kontinentalhang (atlantischer Sektor) dargestellt. Modell im Interglazialen Klimaoptimum (veränder nach Bishop 1989 und Grobe & Mackensen 1992).

Abb. 50: Schematische Darstellung des Beziehungsgeflechts zwischen mehrjährige Meer- eis und stark reduzierter Primär und Exportproduktion. Daneben sind die Prozesse, die die partikuläre organischen und silikatischen Substanzen und den Barytbildungsprozeà betreffen sowie der fehlende Einfluà des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) am antarktischen Kontinentalhang (atlantischer Sektor) dargestellt. Modell im Glazialen Maximum (veränder nach Bishop 1989 und Grobe & Mackensen 1992).

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6 Produktivitäts und Sedimentationsmodell

Abb. 49-59. Legende auf der vorhergehenden Seite

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7 Zusammenfassung und Schlußfolgerunge

7 Zusammenfassung und Schlußfolgerunge

1. Die an den Sedimentkernen gemessenen sedimentphysikalischen, sedi- mentologischen und geochemischen Parameter zeigen deutliche Schwan- kungen, die den Glazial-Interglazial-Zyklen der letzten 400.000 Jahre zuge- ordnet werden können

2. Trotz der Lösungsanfälligke kann Biogenopal in Verbindung mit einem weiteren Paläoproduktivitätsindikat wie Barium in hohen südliche Breiten zur Abschätzun von Paläo und Exportproduktivitäte genutzt werden. Opal- reiche Sedimente finden sich währen der Interglaziale 1, 5, 7, 9 und 11. Die hohen Opalgehalte der Klimaoptima lassen eine stark reduzierte Meereisver- breitung und eine maximale Primärproduktio vermuten.

3. Übe die Bestimmung des biogenen Bariums und der Barium-Flußrate lassen sich Werte fü Paläo und Exportproduktivitä berechnen. Die höchste Raten wurden im Cosmonautmeer ermittelt. Die Produktivitäte im westlichen und östliche Weddellmeer sind geringer, wobei insgesamt ein abnehmender Ost-West Trend in den Maxima der Raten zu beobachten ist. Die ermittelten Paläo und Exportproduktionsraten führe zu dem Schluß da das südlich Südpolarmeer insbesondere der antarktische Kontinentalhang, als Hochpro- duktionsgebiet gesehen werden muß Allerdings müsse die sehr hohen Paläo und Exportproduktionsraten im Hinblick auf den Prozeà der Sediment- umlagerung kritisch betrachtet werden.

4. Der Vergleich der aus Bariumflußrate berechneten Paläoproduktivität raten mit den aus Corg berechneten Paläoproduktivitätsrat (PPcorg) zeigt, da die PPcorg-Raten deutlich geringer sind. Dieser Befund wird darauf zurückgeführ da der organische Kohlenstoff unterhalb der subrezenten Bereiche vermutlich bis auf ein Minimum abgebaut ist. Dadurch werden bei der Berechnung der Paläoproduktivitätsrat zu niedrige Werte geliefert, so da sie fü die Paläoproduktivitätsbetrachtung am antarktischen Kontinen- talhang nicht verwendet werden können Die gute Korrelation mit dem Ton- gehalt kann zudem darauf hinweisen, da das Corg-Signal kein eindeutiges Produktivitätssigna darstellt, sondern teilweise auf Erhaltung beruht.

5. Im Wechsel der Glazial-Interglazial-Schwankungen traten Anderungen in der Paläo und Exportproduktivitä auf, die auf einen drastischen Rückgan in den Glazialen (PPMittelwert = 49 gC/m2/a, P f l e ~ ~ i ~ ~ ~ l ~ ~ ~ t = 7 gC/m2/a) und einen "explosionsartigen" Anstieg in den Klimaoptima (PPMittelwert = 101 gC/m2/a, PlleuMittelwert = 28 gC/m2/a) schließe lassen. Da sie in ihrer Höh den Produktionsraten rezenter Hochproduktionsgebiete nahe kommen, muà fü zukünftig Massenbilanzierungen von Opal und Barium der antarkti- sche Kontinentalhang stärke einbezogen werden.

6. Mit Hilfe der Produktivitätsindikatore Opal und Barium läà sich ein Pro- duktivitätsmodel fü das Untersuchungsgebiet beschreiben, wonach der NADW-Einfluà im südliche Südatlanti innerhalb des erfaßte Zeitraumes von etwa 400.000 Jahren besonders deutlich währen der Klimaoptima der Interglaziale erkennbar ist und hier die Ablagerungsprozesse steuert. Nach

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7 Zusammenfassung und Schlußfolgerunge

den Produktivitätsberechnunge zeigt sich zum einen, da der Einfluà des NADW-Wärmeflusse in den Interglazialen auf die südliche Wassermassen relativ schnell wirksam und zudem währen der einzelnen Interglaziale wahr- scheinlich unterschiedlich stark war. Neben dem Isotopenstadium 1 belegen die Interglaziale 5 (Substadium 5.5) und 7 einen besonders starken NADW- Einfluß

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8 Danksagung

8 Danksagung

Ich danke Herrn Prof. Dr. D.K. Füttere (Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung, Bremerhaven) fü die Vergabe der Arbeit sowie die vielfältig Unterstützung Herrn Priv. Doz. Dr. R. Stein (Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung, Bremerhaven) fü die freundliche Übernahm des Co-Referates. Mein besonderer Dank gilt Herrn Dr. H. Grobe, von dessen Betreuung und Diskussionsbereitschaft ich besonders profitierte.

Zahlreiche Kolleginnen und Kollegen aus dem Alfred-Wegener-Institut in Bremerhaven und aus dem Fachbereich Geowissenschaften in Bremen haben mit Rat und Tat zu dieser Arbeit beigetragen. Besonders erwähne möcht ich Gerhard Schmiedl, Franz X. Gingele, Claus-Dieter Hillenbrand, Uta Brathauer, Werner U. Ehrmann, Carsten J. Schubert, Uli Zielinski, Christine und Dirk Nürnberg Seung-11 Nam, Andreas Mackensen und Tilo Schöne Ralph Schneider danke ich fü die tatkräftig Unterstützun beim Aufbau der Opalanlage und fü die wertvollen Anregungen. Sebastian Gerland schulde ich Dank fü die Hilfestellungen beim Messen mit der Dichtemeßbank Hannes Grobe und Gerd Kuhn überließ mir freundlicher- weise unveröffentlicht Daten. Günthe Meyer und Norbert Scheele danke ich fü die Hilfe beim Messen der Isotope.

Rita Fröhlking Martina Siebold, Michael Seebeck, Marianne Warnkroß Ute Bock, der Werkstatt und allen anderen Mitarbeitern des Alfred-Wegener- Institutes, die ihren Anteil zur Fertigstellung der Arbeit beigetragen haben, sei herzlich gedankt.

Die Besatzungen des Forschungsschiffes "Polarstern" haben durch ihre Arbeit auf mehreren Expeditionen zur Gewinnung des Probenmaterials beigetragen. Vielen Dank!

Meinen Eltern danke ich fü das uneingeschränk entgegengebrachte Vertrauen und die immer spürbar Unterstützun währen meiner Ausbildung.

Ganz besonders möcht ich mich bei meiner Freundin Kathrin Lahmann fü die seelische Unterstützun und praktische Hilfe, insbesondere in der Endphase der Arbeit, bedanken.

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10 Anhang

10 Anhang

10.1 Material

10.1.1 Probenmaterial und Lage der Kompositionen

Fü die hier durchgeführt Arbeit stand Probenmaterial zur Verfügung wel- ches währen mehrerer Forschungsfahrten mit FS "Polarstern" gewonnen wurde (Tab. 6). Die Positionen der ausgewählte Sedimentkerne (Schwere- lotkerne) liegen im westlichen Weddellmeer südlic der Süd-Orkney-Inseln im östliche Weddellmeer im Bereich der Atka Bucht, entlang zweier hang- normaler S-N Profile im Lazarevmeer westlich des Astrid-Rücken und im Cosmonautmeer östlic des Gunnerus-Rückens An den Sedimentkernen des Lazarevmeeres wurden die im folgenden vorgestellten Methoden durchge- führt An weiteren ausgewählte Kernen (PS1375, PS1506, PS1575, PS1648, PS1821) wurden sedimentphysikalische Parameter, Opal- und Ba- riumgehalte bestimmt (s. Tab. 1, Kap. 4).

Tab. 6: Liste der bearbeiteten Sedimentkerne (Schwerelotkerne).

Station

PS1 373

PSI 506

PS1 575

PSI648

PS1821

PS2037

PS2038

PS2039

PS2040

PS2044

PS2045

PS2046

PS2047

PS2049

PS2050

PS2055

PS2056

Fahrt- Kern- Breite Läng Wasser- Proben- Geogr.

abschnitt gewinn [rn] [¡ [¡ tiefe [m] zahl Bereich

ANT IVl3

ANT V14

ANT V113

ANT V113

ANT Vllll6

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

ANT IW3

Weddell-Meer

Weddell-Meer

Weddell-Meer Weddell-Meer

Cosrnonaut-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Lazarev-Meer

Auf die Beschreibung der Standarduntersuchungen (Herstellung von Radio- graphien, Wassergehalts-, Karbonat und Corg-Bestimmung, Dichtemessung

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10 Anhang

mit dem Pyknometer und die Bestimmung des IRD-Gehaltes) sowie Standard- berechnungen, wie sie am AWI vorgenommen werden, soll an dieser Stelle verzichtet werden, da die Methoden und die verwendeten Formeln bereits in vorangegangenen Arbeiten ausführlic beschrieben wurden (u.a. Grobe 1986, Melles 1991, Weber 1992). In den folgenden Kapiteln werden nur von den Standarduntersuchungen abweichende Methoden beschrieben.

10.2.1 Messung und Berechnung sedimentphysikalischer Para- meter

FEUCHTRAUMDICHTEBESTIMMUNG MIT HILFE VON GAMMASTRAHLEN-ABSORPTION An den noch ungeöffnete Sedimentkernen wurde die Feuchtraumdichte des Sediments mit einem am AWI entwickelten Dichtemeßsyste (DMS) mittels Gammastrahlen-Absorption gemessen und ausgewertet. Es handelt sich um ein automatisches, hochauflösende Meßverfahren welches auf der Absorp- tion von Gammastrahlen (Cs137) beruht, die von einer radioaktiven Quelle ausgestrahlt werden (Gerland 1993). Beim Durchdringen des Sedimentmate- rials wird der etwa 4 mm breite Gammastrahl in Abhängigkei von der Sedi- mentdichte abgeschwächt Die ankommende Reststrahlung wird von einem Strahlendetektor gemessen und zur Anfangsintensitä in Beziehung gesetzt, woraus man auf die Dichte des durchstrahlten Sediments schließe kann. Diese Methode ermöglich neben den konventionellen Verfahren eine relativ zerstörungsfrei Bestimmung der Feuchtraumdichte bei gleichzeitig hoher Auflösun und Meßgenauigkeit Der physikalische Zusammenhang zur Absorption von Gamma-Strahlen in marinen Sedimenten ist in Gerland (1993) beschrieben. Die am AWI verwendete konventionelle Methode zur Bestimmung der Feuchtraumdichte ist ausführlic in Melles (1991) und Weber (1 992) behandelt.

Die Feuchtraumdichtenbestimmung übe die Gamma-Absorption kann auch an bereits geöffnete Schwerelotkernen (Halbkernen) erfolgen (PS1575, PS1648, PS2056). Bei der Halbkernmessung ist jedoch zu beachten, da der Durchmesser/Distanzmessung nicht mehr mit der Durchmessereinheit (DMU) bestimmt werden kann. Als Distanzwert fü die Ermittlung der Dichtedaten wird daher ein fixer Wert von 0,52 mm verwendet. Ansonsten werden die Dichtewerte wie bei der Messung an Vollkernen berechnet. Untersuchungen von Gerland (1993) ergaben geringfügi höher Dichtedaten bei der Vollkernmessung, die möglicherweis auf Verdunstungseffekte des Poren- Wassers oder auch auf möglich Fehler bei der Durchmesserwahl zurückge führ werden können

BERECHNUNG SEDIMENTOLOGISCHER UND SEDIMENTPHYSIKALISCHER PARAMETER Übe Gleichungen von Gealy (1971) und Ruddiman & Janecek (1989) wurden die sedimentphysikalischen Parameter Korndichte, Feuchtraumdichte, Trok- kendichte und Porositä errechnet. Die Herleitung der unten aufgeführte For- meln sind u.a. in Melles (1991) und Weber (1992) zu finden.

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10 Anhang

Gegeben: Md [g] Masse der Trockenprobe (Trockengewicht [g])

Mw [gl Masse des evaporierten Wassers (Naßgewich [g]-Trockengewicht [g])

Vd [cm3] Volumen der Trockenprobe und Dichte Salz ps = 2,l [g/cm3] Dichte Porenlösun pws = 1,024 [g/cm3] (T = 23 ¡C Salzgehalt = 35 %o)

daraus ergeben sich folgende Größe

HpO(%) = Naßgewich - Trockengewicht Naßgewich 1 0 0

= Masse des Salzes

M s Vs [cm3] = = Volumen des Salzes

daraus folgt:

Porositä <?

Feuchtraumdichte pwbd [g/cm3]

Korndichte pgd [g/cm3]

= Volumen der Porenlösun

Die Gehalte an karbonatisch und organisch gebundenem Kohlenstoff wurden mit einem CS-125 (Carbon Sulphur Determinator, Leco Corporation, Modell 788-400) gemessen. Zur direkten Bestimmung des Gesamtkohlenstoffgehal- tes (Cges) einer Probe wurden etwa 150 mg des feingemahlenen Probenma- terials im Hochfrequenz-Induktionsofen des CS-125 bei Ca. 1600 ' C ver- brannt. Beim Verbrennen wird der Kohlenstoffgehalt der Probe in C02 über führt das in einer Infrarotzelle gemessen wird. Die Meßergebniss werden mit Hilfe der Kalibrationsfaktoren zuvor gemessener Standards von einem Mikro- prozessor umgerechnet und als Gesamtkohlenstoffgehalt in Gew.% angege- ben. Nach Melles (1991) ist beim CS-125 in einem Meßbereic von 0 bis 1,3 Gew.Ol0 mit einem Meßfehle von ca. ±0,0 Gew.% zu rechnen. Um den organisch gebundenen Kohlenstoff zu bestimmen wird an einer jeweils zuge-

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hörige Parallelprobe der karbonatisch gebundene Kohlenstoff mit konzen- trierter Salzsäur abgeraucht (2 Std. bei 250 ¡C) Der verbliebene Kohlen- stoff wird als organisch gebundener Kohlenstoff (Corg) betrachtet und in der oben beschriebenen Weise auch fü Corg verfahren. Der zu ermittelnde anor- ganische Kohlenstoffanteil wurde nach Gleichung (9) berechnet:

Unter der Voraussetzung, da der anorganische Kohlenstoff rein als Kalzium- karbonat vorliegt, muà das Ergebnis aus Gleichung 9 mit einem stöchiome trischen Faktor multipliziert werden:

10.2.3 Messung und Berechnung des iogenopalgehaltes

Fü die Bestimmung von Opal werden in der Literatur unterschiedliche Ver- fahren beschrieben (s. Bohrmann 1988, Schlüte 1990). Keine dieser Metho- den bietet eine allgemeine, auf unterschiedliche Sedimenttypen anwendbare Analysetechnik. Dies ist auf der amorphen Struktur und der Spannbreite der physikochemischen Eigenschaften von biogenem Opal und dem gemein- samen Vorkommen mit anderen silikatischen Mineralkomponenten begrün det, die die materialspezifische Definition von Opal erschweren. Die Unter- schiede, Einschränkunge und Korrekturverfahren der verschiedenen Opal- quantifizierungsmethoden sind u.a. bei Bohrmann (1988) und Schlüte (1 990) beschrieben.

Zur Bestimmung der biogenen Opalgehalte an den hier untersuchten Sedi- mentkernproben wurde die naßchemisch Methode von Mülle & Schneider (1 993) angewendet, welche eine Weiterentwicklung der sequentiellen Extrak- tionsmethode des Verfahrens nach DeMaster (1981) darstellt. Diese Methode beruht auf der Annahme, da im alkalischen Bereich und bei erhöhte Tem- peraturen das Sediment aus zwei Lösungsgemeinschafte besteht: Schnell löslichem amorphem, biogenem Opal und deutlich langsamer lösliche kris- tallinen Mineralphasen von Silikatmineralen. Diese Methode ist besonders fü Probenmaterial mit Si02-Gehalten unter 10 Gew.% geeignet, was fü die hier zu messenden Proben in der Regel zutrifft. Eine genaue Beschreibung des Analyseprozesses findet sich bei Schneider (1991) und Mülle & Schneider (1 993).

Zur Auswertung wurde das von DeMaster (1981) angewandte Verfahren übernommen Zu Beginn jeder Messung zeigt die Lösungskurv einen steilen Anstieg durch eine rasche Zunahme an gelöste Kieselsäur aus biogenen Komponenten, die dann aber allmählic in einen linearen Anstieg übergeht der durch Si02 aus Tonmineralen und anderen Silikaten hervorgerufen wird. Gelegentlich kann das Filterpapier der Fritte zu Beginn der Messung kurz- fristig durch Diatomeen in der Probe verstopft werden, die dann aber plötzlic durch die NaOH gelös werden und ein "UberschieBen" im Kurvenverlauf her-

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10 Anhana

[mg S i l l ]

10

Extraktionszeit [min.]

VERGLEICH DER EXTRAKTIONSMETHODE UND DER RONTGENDIFFRAKTOMETRIE Um die Ergebnisse der Extraktionsrnethode besser beurteilen zu können wurden schon von Schlüte (1990), Schneider (1991) und Mülle & Schneider (1993) verschiedene Testmessungen zum Verhalten reiner Tonmineralpha- sen (Montmorillonit, Illit, Kaolinit, Chlorit) durchgeführt Die methodischen Untersuchungen hier beschränke sich daher auf den Vergleich zwischen den Ergebnissen der sequentiellen Extraktionsmethode und den Ergebnissen der Röntgendif raktometrie.

Die Verläßlichke und Verwendbarkeit der Extraktionsmethode fü Sedimente mit geringen, aber auch hohen Opalgehalten hat sich als sehr hoch erwiesen. Die Reproduzierbarkeit wurde an zwei Proben mit unterschiedlichen Opalge- halten (ca. 3 Gew.% und ca. 15 Gew.%) getestet und ergab je Meßreih (10 Messungen) eine Standardabweichung von ca. 5 O h .

Um die Ergebnisse der Röntgendiffraktometri direkt mit den Ergebnissen der Extraktionsmethode vergleichen zu können wurden die Opal-Standards (Schwammnadeln, Opal-A), die schon bei der RDA-Methode als Eichreihe dienten, auch mit der Extraktionsmethode gemessen. Das Ergebnis eines direkten Vergleichs zwischen den beiden Meßmethode zeigt eine sehr gute Korrelation (r = 0,99). Generell weisen die absoluten Gehalte der Röntgendif fraktometeranalyse höher Gehalte auf (Abb. 52). Lediglich in einer Probe liegt der Opalgehalt der Extraktionsmethode übe dem Wert der Röntgendif fraktometrie. Vermutlich spielt die unzureichende Homogenisierung im Pul- verpräpara fü die RDA-Analyse hier eine maßgeblich Rolle.

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10 Anhang

Opal [Gew.%] Standards (Röntgendiffraktometrie

Abb. 52: Vergleich der Röntgendiffraktornetri mit der Extraktionsrnethode,

Um die Extraktionsmethode mit der Röntgendiffraktometri direkt vergleichen zu können mu§te die selben Proben fü beide Methoden verwendet werden. Da zur Herstellung der Pulverpräparat der RDA-Methode (Kap. 10.2.5) eine Smektit-Matrix benötig wird, wurde diese Matrix natürlic auch bei der Extrak- tionsmethode mitgemessen. Die Probe mit dem reinen Smektit, also 0 Gew.% Opal, ergab einen Nullwert/Untergrundwert von 2,9 Gew.% "Opal". Dieser Wert spiegelt jedoch keinen Opalgehalt wider, sondern ist auf die Anlösun von Tonmineralen zurückzuführe Daher wurden alle Werte der Extraktionsmethode, die fü die Vergleichsmessung zur Röntgendiffrakto metrie herangezogen wurden, durch einen Durchschnittswert, der aus allen Messungen ermittelt wurde, um 2,9 Gew.% nach unten korrigiert.

Nach den Untersuchungen von DeMaster (1981), Lyle et al. (1988), Schlüte (1 990), Mülle & Schneider (1993) liefern Tonminerale durch Anlösun immer einen geringen Beitrag zum Gehalt des Gesamtopals, der allerdings im Kor- rekturverfahren nach DeMaster (1981) berücksichtig wird. Dennoch ergeben die Messungen der Tonfraktion ausgewählte Proben mit der Extraktionsme- thode einen "Hintergrundwert" von 1,3 Gew.% (Mittelwert aller gemessenen Tonmineralproben). Untersuchungen unter dem Rasterelektronenmikroskop von einigen Proben haben allerdings auch gezeigt, da selbst nach einer mehr als einstündige Behandlung der Proben mittels der Extraktionsmetho- de mit 1 M NaOH noch einzelne Bruchteile von Diatomeen, Radiolarien und Schwammnadeln zu finden waren. Daraus läà sich der Schluà ziehen, da der hier gemessene Opalwert relativ nah am wirklichen Opalgehalt der Probe liegt.

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10 Anhang

10.2.4 Berechnung des

Die chemischen Haupt- und Spurenelementgehalte der Gesamtproben (PS1575, PS1648, PS1821) wurden von der RWTH Universitä Aachen und dem Forschungs- und Entwicklungszentrum NU-Tech GmbH, Neumünster mittels Röntgenfluoreszenzanalys (RFA) bestimmt. Dazu wurde ein sequen- tielles, wellendispersives Röntgenfluoreszspektromete vom Typ Philips PW1400 eingesetzt.

Die Bestimmung der Hauptelementgehalte durch die TH Aachen (Fe, Mn, Cr, V, Ti, Ca, K, S, P, Si, AI, Mg, Na) erfolgte mittels Schmelztabletten in Platintie- geln. Die Analyseergebnisse wurden mit dem GlŸhverlus (LOI) umgerechnet und beziehen sich auf das getrocknete Rohmaterial. Die Spurenelemente (As, Ba, Bi, Br, Co, Cu, Ga, Mo, Nb, Ni, Pb, Rb, Sb, Sr, Y, Zn, Zr) wurden aus unter 10 t Druck gepreßte Pulverpräparate ermittelt. Fü die Herstellung der Pulverpräparat wurden 27 g gemahlenes und getrocknetes Probenmaterial benötigt

Die Reproduzierbarkeit der Hauptelementanalysen ist nach Angaben der TH Aachen i.a. besser als 2 % rel. Fü die Spurenelementanalysen ist die Prä zession besser als 5 % rel., sofern die Gehalte deutlich oberhalb der Nach- weisgrenze liegen. Fü die untersuchungen dieser Arbeit wurden die Barium (Ba)-, Aluminium-(AI) und Titan (Ti)-Gehalte der RFA-Analysen verwendet.

BERECHNUNG DES BIOGENEN ANTEILS AM BARIUMGEHALT DER SEDIMENTE Diskrete Barytpartikel, die innerhalb der Wassersäul gebildet werden, kön nen als Hauptphase (75  20 %; Dehairs et al. 1980, Wefer et al. 1982) betrachtet werden, in der Barium in das Sediment eingebracht wird und weit- gehend lösungsresisten ist. Der Gesamtbariumeintrag (Ba(gesamt)) der Sedi- mente besteht aber neben dem Eintrag von Barytkristallen zusätzlic aus bio- gen und terrigen eingetragenen Bariumkomponenten. Nach Lea & ßoyl (1 989) enthalten Karbonatschalen max. 30 ppm Barium. Dehairs et al. (1 980) geben den Bariumgehalt von Silikatschalen mit max. 120 ppm an. Riley & Roth (1971) sowie Martin & Knauer (1973) geben fü partikuläre organisches Material (POM = "particulate organic matter") Werte von max. 60 ppm an.

Unter Verwendung des Aluminium- bzw. Titangehaltes läà sich eine Berech- nung zur Quantifizierung des biogenen ßariumanteil durchführe (Dymond et al. 1992, Gingele & Dahmke 1994, Nürnber 1995). Zwei unterschiedliche Ansätz (1 2), (1 3) wurden getestet:

mit: Ba(bio) ^(gesamt)

biogener Anteil Barium Gesamtanteil Barium

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Neben diskreten Barytkristallen, die in der Wassersäul gebildet werden (Dehairs et al. 1980), tragen auch andere biogene und terrigene Komponen- ten dazu bei, Barium ins Sediment zu transportieren. Damit dieser Anteil quantifiziert werden kann, wurden fü die gemessenen Hauptbestandteile des Sediments Hintergrundberechnungen vorgenommen. Die ßariumgehalt in biogenen Komponenten berechnen sich nach folgender Formel (14) (Dehairs et al. 1980):

Da die angegebenen Bariumgehalte der einzelnen biogenen Komponenten Maximalwerte sind, liegen die Ba(bio ohne Baryt) nicht übe 120 ppm (Nürnber 1995).

Den größt terrigenen Beitrag zum Gesamtbariumsignal liefern die Alumosi- likate (z.ß Feldspäte Glimmer). Aluminium (AI) ist das charakteristische Ele- ment dieser Silikate und stammt in erster Linie aus der terrestrischen Verwit- terung. Die AI-Konzentration wurde mit Hilfe der RFA ermittelt. Nach Shim- mield et al. (1994) kann Aluminium als Indikator fü den terrigenen Eintrag genutzt werden und die Gesamtbariumgehalte mittels der Aluminiumgehalte normiert werden. In erster Näherun kann übe das BdAI-Verhältni der biogene Bariumanteil abgeschätz werden (Von ßreyman et al. 1992, Shim- mield et al. 1994, Nürnber 1995).

Nach Dymond et al. (1992) der biogene Bariumanteil wie folgt berechnen:

Gleichung (1 6) setzt voraus, da der gesamte Aluminiumanteil der Probe alumosilikatischen Ursprungs ist. Taylor (1964) und Rösle & Lange (1972) geben ein Ba/AI-Verhä n.k..a.s Festgesteinen zwischen 0,005 und 0,01 an. Der Mittelwert betriigl/0,00751ynd wird in der Literatur als Korrekturfaktor genutztXiTB~~y'moncf et al. 1992).'Fei der Berechnung des biogenen ßarium ante i ls ,~ 'unt~"~~eme~~f f~n~g '~ ' iesesKorrek tur fak tors , entstehen in den unter- suchten Sedimentkernen (PS1 575, PS1 648, PS1 821) teilweise - ----- ne *-, ative Werte. Daher wurde fü die 0.g. Kerne ein Korrekturfaktor von\0,0067(um.:,--

e n d e t (Gleichung 18). Dieser Wert spiegelt das-verhält Iches aus drei Oberflächenprobe des antarktischen Schelfes im

Bereich des Weddellmeeres ermittelt wurde. Im Frühjah 1986 brachen groß Teile des Filchner-Schelfeises ab und ermöglichte die ßeprobun eines Gebietes, welches mehrere Jahrzehnte unter der Schelfeisbedeckung gele- gen hatte und kaum primärproduziert biogene Komponenten wie Opal und Karbonat aufweist (Nürnber 1995). Daher kann das Bariumsignal dieser Pro- ben als rein terrigenes Signal interpretiert werden. Der biogene Bariumanteil,

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10 Anhang

der sich aus diskreten Barytpartikeln, aus in Silikat- und Karbonatgerüste sowie in organischem Material eingebautem bzw. adsorptiv gebundenem Barium zusammensetzt, läà sich wie folgt berechnen:

Durch die geographische Näh der hier untersuchten Kerne zu den von Nürn berg (1 995) bearbeiteten Proben PS1 61 9, PSI 622 und PS1 625 (s. Nürnber 1995) scheint die Verwendung dieses regionalen Korrekturfaktors zulässig

Jünger Untersuchungen im Pazifischen Ozean haben gezeigt, da Alumini- um auch biogenen Ursprungs sein kann und daher Titan bzw. das Ba/Ti-Ver- hältni ebenfalls als Korrekturfaktor fü den terrigenen Hintergrund genutzt werden kann (Murray et al. 1993). Die AI/Ti-Verhältniss in den hier unter- suchten Kernen zeigen nach Murray et al. (1993), da Titan aus rein terrige- ner Anlieferung resultiert. Zum Vergleich mit den Korrekturen mit Aluminium, wurde auch eine Korrektur mittels Titan durchgeführ (Gleichung 19), um Ba(bio) zu berechnen:

Der Vergleich der Ergebnisse in Kern PS1821 zeigt, da prinzipiell auch Titan zur Korrektur des Terrigenanteils und zur Bestimmung des Ba(bio) genutzt werden kann (Abb. 47). Lediglich in Kern PS1648 werden durch das Korrek- tutverfahren mit Titan negative Werte erreicht. In diesem Kern sind die Ti-Wer- te extrem hoch (5400 bis 9300 ppm), was nach Grobe (1 986) auf eine Titano- magnetit-Quelle im Hinterland (Tessensohn 1979) zurückzuführ ist. In Kern PS1 575 liegen die Ti-Werte zwischen 41 00 bis 4700 ppm, in Kern PS1 821 zwischen 2100 und 5600 ppm, also deutlich unter denen von PS1648.

weiteren aus-

-- -. .- ---- --. -- - -

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Barium bpm] 0 500 1000 1500 2000 2500 3

0

1 o Ba(bio) m. BaIAI = 0.0040

2 X Ba(bio) m. BaIAI = 0,0067

3 0 Ba(bio) rn. Ba/Ti = 0,1260

4

5

6 - E 7 01

8 E $ 9

10

11

12

13

14

15

16

Abb. 53: Der Vergleich der Korrekturfaktoren nach Dyrnond et al. (1992), Gingele (1992) und Nürnber (1995) zeigt, da die Ergebnisse zur Bestimmung des biogenen Bariurnanteils nah beieinander liegen. Der Faktor von 0,0067 (Nürnber 1995) wurde aufgrund der geographi- schen Näh zu den hier untersuchten Kernpositionen fü die Berechnungen in dieser Arbeit genutzt.

Um quantitative Aussagen übe den prozentualen Anteil der Minerale am Gesamtsediment treffen zu können wurden röntgendiffraktometrisch Mes- sungen durchgeführt Dazu wurden 200 mg analysenfeine Probe und 100 mg Korundstandard (y-AI203) im Achatmörse mit Azeton homogenisiert und als nicht orientiertes Pulverpräpara auf einen Aluminiumträge aufge- bracht. Die Messung erfolgte mit einem Phillips PW1700 Röntgendiffrak tometer. Die theoretische Grundlage liefert die Bragg-Gleichung.

Zur röntgendiffraktometrische Bestimmung eines Mineralgemisches wird monochromatische Röntgenstrahlun an homogenen Pulverpräparate bzw. Texturpräparate gebeugt. Die Intensitä des im Winkel Theta (0) auftreffen- den Röntgenstrahl wird im Winkel 2 0 durch einen Detektor registriert und aufgezeichnet, wodurch sich fü den abgefahrenen Winkelbereich ein Beu-

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gungsspektrum der gemessenen Probe ergibt. Bei konstanter Wellenläng X häng das Auftreten von Beugungsreflexen im Winkel 2 0 nur von den mineral- spezifischen Gitternetzabstände der in der Probe enthaltenen Minerale ab. Die Anregung der Co-Röhr betrug 40 mA und 40 kV, der abgefahrene Win- kelbereich 2 bis 80 O 2 0 bei einer Geschwindigkeit von 0,02 O 20/sec. Die Auswertung erfolgte mit einem automatischen Auswerteprogramm ("MacDiff", unpubl., R. Petschick, AWI), welches fü jeden Reflex den Winkel 20, Peak- höh und Untergrund in counts, die d-Werte in b, sowie die Intensitä l in Pro- zent des höchste auftretenden Reflexes Imax liefert, wobei sich alle Werte auf einen fixen Divergenzschlitz beziehen. Aufgrund von Textureffekten und der nicht genau bekannten Zusammensetzung der Feldspatmischkristalle konnten diese nur relativ zum Standard betrachtet werden ( i ~ ~ ~ l l ~ t d ) . Zur Quantifizierung einiger Minerale der Gesamtfraktion (Opal, Quarz, Pyrit, Baryt) wurden Eichreihen (Abb. 54) erstellt. Voraussetzungen zur Erstellung einer Eichkurve sind: -- definierte und gleichartige chemische und kristallographische

Zusammensetzung von Eichsubstanz und zu bestimmendem Material -- gute Kristallinitä -- Texturlosigkeit der Probe -- keine Überlagerun des benutzten Reflexes mit Reflexen anderer im

Sediment enthaltener Minerale

Hierfü wurden je 100 mg Korund und 200 mg Eichsubstanz (Eichmineral + Smektit-Matrix) im Achatmörse homogenisiert. Die zu messende Probe ent- halt jeweils verschiedene Prozentanteile des Eichminerals. Problematisch in der Herstellung sind Präparat mit geringen Eichmengen (> 5 Gew.%), da eine optimale Homogenisierung des Eichminerals, der Matrix und des Korundstandards nur schwer zu realisieren ist. Im Falle eines schlechten Prä parats, also einer nicht homogen verteilten Eichsubstanz, wird diese nur flek- kenhaft vom Röntgenstrah erfaßt Das Verfahren zur Quantifizierung des Quarzgehaltes von Sedimenten beruht hier auf einer Quarz-Standard-Meß reihe in einer Smektit-Matrix (Moosburg) unter Zugabe eines internen Stan- dards (Martoxid). Zur Erstellung der Eichkurven wurden Mischreihen von 1, 2, 3, 5, 10, 15, 20 30, 40, 50, 60, 70, 80 90 und 100 Gew.% erstellt.

Die Intensitä des gewählte Basisreflexes fü das Mineral in % l von Imax wurde durch die Intensitä des Standards (Istd ) geteilt und ergibt einen Quotienten Q:

Imin Q = - IS td

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10 Anhang

Eichkurve QuardKorund

100

80

- o? W 60 W >> In,

40

20

0

Eichkurve BarytIKorund 3 , l O / 13,48

Abb. 54: Eichkurven fü Quarz (A) und Baryt (B) zur röntgendiffraktometrische Bestimmung beider Minerale in Mineralgernischen. Q = Intensitä Mineral /Intensitä Korundstandard. Die Beziehungen zwischen Konzentration des Minerals und Intensitäte werden fü Quarz und Baryt durch lineare Gleichungen beschrieben.

Bei einem linearen Zusammenhang zwischen dem Quotienten Q und dem prozentualen Anteil des Minerals am Gemisch ergibt sich aus der Gleichung (21) ein mineraleigener Faktor F:

Gew.% Mineral = Faktor (F) Quotient (Q) (21)

Zur Auswertung der Diffraktogramme wurden die Intensitaten der "peaks" der Röntgenreflex jeweils zum Korundstandard in Beziehung gesetzt und die Verhältniss berechnet. Eine qualitative Verteilung der Gehalte konnte aber lediglich fü Quarz bestimmt werden. Die Mineralphasen Opal, Baryt und Pyrit

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waren nicht in ausreichendem Maß im Sediment vorhanden, so da eine quantitative Auswertung nicht sinnvoll erschien. Zur Quantifizierung der Feld- spät fehlten geeignete Eichminerale.

Die stabilen Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope wurden an planktischen Fora- miniferen der Art Neogloboquadrina pachyderma sinistral bestimmt. Sie ist die einzige Foraminiferenart, die bei allen hier untersuchten Kernen mehr oder weniger durchgehend übe den gesamten Kernverlauf vorkommt. Fü die Messungen wurden die Foraminiferen aus der Sandfraktion der Korngrö ßenprobe ausgelesen. Dabei wurde darauf geachtet, etwa gleichgroß Exemplare zu finden (125 bis 250 pm), die nicht verunreinigt sind, vollständi ge Erhaltung aufweisen und keine diagenetischen Veränderunge zeigen.

Die Messungen wurden im Isotopenlabor des AWI durchgeführt Sie erfolgten mit einer automatischen Karbonatpräparationsanlag (Finnigan Mat), welche direkt mit dem Massenspektrometer (Finnigan Mat 251) verbunden ist. Die Foraminiferen werden in gläsern Reaktionsgefäà eines Probenkarussels gefüllt das mit 38 Proben und acht routinemä§ dazwischengeschalteten Standards belegt werden kann und beim Messen automatisch in der vorge- gebenen Reihenfolge abgearbeitet wird. Die zur Messung notwendige Probenmenge beträg mindestens 20 bis 60 pg. Das entspricht zwischen fün bis acht Exemplaren der Art N. pachyderma sin.

Bei der Messung reagieren die Proben mit 100 %iger Orthophosphorsäur bei 70 ¡C Das dabei entstehende CO2-Probengas wird dann durch zwei Kühlfalle geleitet, dort gereinigt und anschließen in das Massenspektro- meter eingelassen. Die Isotopenzusammensetzung wird gegen einen Labor- standard (NBS20, National Bureau of Standards, USA) gemessen, der auf die VPDB-Skala (Vienna Pee Dee Belemnite) umgerechnet wird. Die Isotopen- verhältniss (als &Werte gegen den VPDB) ergeben sich nach folgender Gleichung (22):

Rprobe - ^Standard . , 5 Probe [%o] =

^Standard

mit: R Verhältni der Isotope (180/^O bzw. ^C/^C)

SEDIMENTATIONSRATEN Um ein Bild übe die Veränderunge der Sedimentationsverhältniss inner- halb der Sedimentkerne zu bekommen, werden die Alter gegen die Tiefen aufgetragen. Durch Verbindung der fixen Alter, die aus den Altersmodellen ermittelt wurden, läà sich aus der Steigung der einzelnen Abschnitte die line-

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are Sedimentationsrate (= SR) in cmlka fü das entsprechende Sauerstoffiso- topenstadium bestimmen. Die SR geht davon aus, da die Sedimentations- geschwindigkeit zwischen zwei Zeitmarken konstant ist.

AKKUMULATIONSRATEN Um neben dem reinen Sedimenteintrag pro Tiefe und Zeiteinheit (SR) auch die Kompaktion und Porositä der Sedimente zu berücksichtigen haben Van Andel et al. (1 975) das Maà der Akkumulationsrate (AR(gesamt)) eingeführt

mit: AR(gesamt) Akkumulationsrate [g/cm2/ka] SR Lineare Sedimentationsrate [cmlka] TRD Trockenraumdichte [g/cm3]

Zur Berechnung von Akkumulationsraten muà die Trockenraumdichte der Sedimentproben bestimmt werden (Gleichung 24). Sie wird als Funktion aus den Parametern Feuchtraumdichte und Porositä berechnet und verläuf daher nahezu parallel zur Feuchtraumdichte.

TRD = FRD - (1,025 gIcm3 POR)

100

mit: TRD Trockenraumdichte [g/cm3] FRD Feuchtraumdichte [g/cm3] POR Porositä [%] 1,025 glcm3 Dichte fü Meerwasser

Aus den, fü die einzelnen Isotopenstadien ermittelten, linearen Sedimenta- tionsraten wurden nach den Gleichungen 25 bis 29 Akkumulationsraten fü Opal, Barium, Karbonat, Corg und Quarz berechnet:

AR Gew.% Opal AR(opal) = 100

AR Gew.% Barium AR(~arium) = 100

AR . Gew% Karbonat AR(Karbonat) = 100

AR Gew.% Corg AR(corg) = 100

AR Gew.% Quarz AR(~uarz) = 100

Zur Umrechnung auf die allgemein gebräuchlicher Einheit [g/m2/a] muà die 0.g. Gleichung noch mit zehn multipliziert werden (Mülle & Suess 1979). Die Akkumulationsraten der Einzelkomponenten dienen im folgenden als Basis fü Abschätzunge der biogenen und terrigenen Zufuhr.

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund tiefe icml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PS2037 1

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10 Anhang

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlaaJKorund tiefe [cml ............................ 300

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10 Anhang

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlaoJKorund tiefe

.................. .[9"?L ... 1000

gehalt gehalt

Fe.!.%] . . . Fl.. F+l. [.K!e.?~~ccml . [Qew.%l. . . . [x1001 ........, 2,4 4.41 -0.34 13,l 81

13.4 108

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Tab. l

Kern Kern- tiefe [Cm1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 404

Corg- Karbonat-

.....

Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 d13C IRD Quarz- PlagJKorund tiefe

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund gehalt qehalt qehalt oehalt tiefe

icml ........................... 610 620 630 640 650 660 670 675 680 682 686 690 700 710 720 730 740 750 760 765 770 780 790 600 810 820 830 840 850 860 870 880 890 895 900 905 910 920 930 940 950 960 970 980 990 1000 1010 1020 1030 1040 1050 1060 1070 1080 1090 1100 1110 1120 1130 1140 1150 1160 1170 1180 1190 1200 1210 1220 1230 1240 1250 1260 1267 .......................

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IR0 Quarz- PlagJKorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehalt [cm] [Gew.%] [Gew.%] [Gew.%] [ L ] [ L ] [Kies/IOccm] [Gew.%] .....................................................................................................................................................................

PS2044 68 0,l 1 ,O

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10 Anhang

Tab. I

Kern Kern- tiefe

C0rg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund gehalt gehalt

Qew.%l . [Q?w:%l. .... 0,l 3.9

aehalt aehalt

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10 Anhang

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund gehalt gehalt gehalt qehalt

.... tiefe

.......................... 1031

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10 Anhang

Tab. I

Kern Kern- Hefe

Cora- Karbonat- Opal- 3180 qehalt

IRD Quarz- gehalt

[,K~es/IOccm] [Gew.%] ............................................ 2 10,l 0 17,5 0 12,4 4 23,s 3 19,2 4 16,3 0 21,6 0 12,7 0 164 1 14,5 0 24,2 2 13,s ................................................

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehalt

................. !!?!!!.]..... .!'??!!:"'?I. F?: X... lGe~::hI ...... [.F.] . . . lF1. Fle?!'loc!?m}....!G?!!:% . . . . tC.001 ....... PS2050 1 0,2 2,O 3,48 -0,03

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Tab. l

Kern Kern- tiefe

. .............. [ c m ~ .... 510

Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IR0 Quarz- PlagJKorund gehalt

. [~ . ies /~~c=m! . [~ew.%l .......... ~1.001 ........

0 0 1

0 0 0 0 1

0 0 1 0 1

0 0 0 0 0 0 0 0 1 0 0

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagVKorund tiefe gehalt gehalt gehalt oehalt

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Tab. l

Kern Kern- tiefe icml .............................. 38 7

Corg- Karbonat- Opal- gehatt gehalt gehalt

[Gew.%] [Gew.%] [Gew.%] ....................................................... 3,1 0.6 1.8 2,2 1,9 0,6 1,4 3,O 2,4 3,4 4,O 4.7 5,4 3,O 1,4 5,5 10,o 13.7 11,o 13,7 8,5 5,4 7,1 12,6 7 2 11.9 11,9 6,7 3,9 4,4 2,9 4,5 2.6 3,9 4,O 5,6

3180 313C IRD Quarz- PlagYKorund gehalt

~ % . l . [%çl... [K.ie.YIOcc.ml . [Gew.%l. . . . . [x1001 .........

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10 Anhang

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- tiefe gehalt gehalt [cm] [Gew.%] [Gew.%] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87 90 93 96 99 102 105 108 111 114 117 120 123 126 129 132 135 136 141 144 147 150 153 156 159 162 165

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10 Anhana

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 213C 1RD Quarz- PlagJKorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehalt

............... [cml . !Qew.%l.. S?ew.%l . IGew.%l . [%ol.... ~%ol..... [Kies!IOccml . [Gew.%l ......... 306 2.0

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tiefe [Cm1 ............................ 235 245 255 260 265 270 277 285 290 293 303 313 323 333 336 339 343 350 354 360 364 368 374 379 386 393 396 402 406 416 426 436 443 449 454 457 465 475 485 495 505 515 525 535 545 549 554 564 570 578 585 591 596 60 1 604 610 620 628 636 644 649 653 662 666 672 682 687 697 702 707 712 71 7 72 1

10 Anhang

Tat). l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C iRD Quarz- PlagJKorund

.......... gehalt gehait gehalt

[Gew.%] [Gew.%] [Gew.%] ............................................................ gehalt

[Kiesll Occm] [Gew.%] .........................................

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10 Anhana

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 9180 913C IRD Quarz- PfagJKorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehalt [cm] [Gew.%] [Gew.%] [Gew.%] [ L ] [ L ] [Kies/IOccm] [Gew.%] [x100] .......................................................................................................................................................................................... 729 2,9 26,3 49 735 3.8 28.4

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehall

................... !c.~.. . . ~ w : % l . . . I.?~!:%I. .... @!?il ..... ~">1..... [~ les!~ .~ccm~ . !.?ew.%l. ......... [x1001 ......... 540 2.2 14.7 61

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10 Anhana

Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagNorund tiefe gehalt gehalt gehalt gehalt

................ icml . [Qew.%l. . Eew.%l. . [Ge!.%! . . EI. . p à ˆ [.K!es!I.Ecml . [Gew.%l. ......... [x1001 ........ 41 1 11,3 12,l 61 416 12.3 13.1

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Tab. l

Kern Kern- Corg- Karbonat- Opal- 3180 313C IRD Quarz- PlagJKorund tiefe gehait gehalt gehalt gehalt

.............. [ e i n 1 E?!.% I . [Ge?!.%]. . Pew.%I . ~ % . l [&I . [Kles!IOccm! . [Ge?!.%]. . . . rx1001 ...... 1036 5 7 18 5 104

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Tab. I1

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- dichte (DMS) dichte dichte tiefe

lcml . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . , . . . PS2037 1

7 10 20 30 35 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 155 160 170 180 190 200 21 0 220 230 240 250 260 270 280 290 300 305 310 320 330 340 350

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Tab. II

Kern Kern- tiefe icml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 300 310 320 330 340 350 360 370 380 390 400 410 420 430 440 450 460 470 480 490 500 510 520 529 533 540 550 560 570 580 590 600 610 620 630 640 650 660 670 680 690 700 705 71 0 720 730 740 750 760 770 780 790 800 810 820 830 840 850 860 870 880 890 900 904 91 0 920 930 940 950 960 970 980 990

Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

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Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe aehalt dichte (DMS)

rg/ccmi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7

1,6 1,7 1,6 1,7 1,6 1,6 1,6 1,7 1,7

1,7 1,7 1,7 1.7 1,7 1,6 1,6 1,6 1,7 1,7

dichte dichte

~g/ccm~.... [g/ccm~ ... 2.7 1.1

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Tab. I1

tiefe aehalt Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken-

dichte dichte fnMSl dichte dichte dichte

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pvknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt [cm] [Gew.%] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1110 369

dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pvknometer- Korn- Trocken- tiefe

.................. [Cr?] 610

dichte dichte (DMS)

..[.9!CC!??l ............. [.g/CCrnJ ..... 1.7 1.6

. . . . . . . . . . . . . . . . . . .

dichte dichte

[.g/cc.~l..... [g/CCrnI.. 2.7

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- tiefe

......................... PS2044 68

80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 225 230 240 250 260 270 280 290 300 310 320 330 340 350 360 370 385 390 400 408 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PS2045 1 5 14 20 32 40 46 55 65 75 85 95 105 115 123 130 140 150 160 170 180 187 195 198 205 210 220 230 240 250 260 270 280 290 300 31 0 320 330

Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

....

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10 Anhang

Tab. I I

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe oehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

idccml idccml idccml lg/ccml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1,7

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10 Anhang

Tab. II

tiefe Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken-

dichte dichte (DMS1 dichte dichte dichte gehait

[Ge?!.%]. 27.4 32,3 30.4 34,7 15,O 35.4 34,9 . . . . . . . . . . . . . . . 32,7 35,5 37,5 37,5 39,4 42.1 41 ,O 40,5 40,2 38.6 48,O 40,4 41,3 39,3 41,4 44.9 50,2 41,5 42,O 41,6 33.8 39,O 38.8 41,5 39.9 38,7 37,5 28,5 29,6 33,1 38,6 39,8 39.5 41,3 42,3 39,O 386 39,4 38.7 37,5 383 37,4 36,7 37,7 35.5 37.0 38,9 36,l 37.5 344 32,6 32,l 37.5 40,5 35.3 34.8 36,3 35,6 36.1 31.6 35.1 33,5 34,7 35,O 34,7 29.8

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L '5 L2 L 2 L'Z L'Z L 2 8'2 L2 8'2 9'2 L'Z L'Z LCZ L'S L 2 L'Z I"i r z

8'2 L '2 L"i L'Z L2 L'Z fi L'Z

L'Z L'Z L'Z L'Z L'Z L'Z L'Z L2 L 2 L'Z L'Z r z L2 L'Z L'Z L'Z .L2 L'Z L'Z L'Z L'z L'l L'Z L 2 L 'Z L'Z L2 L 2 L'S L'Z L'Z

012 002 06 1 08 1. OLL 09 1 OS L O n OE L 0s L O l l 00 1. 06 OB OL 09 OS 0t' Oe OB E l

9'6E L L'LE l 6COZSd ............................................. O'Oà OZE È'n (HE L'Oà O E S'EC 062 146E 082 E'/â OLZ 0'99 092 e'ec osz E'lfr OÃ̂ Vw oez 6'Eà OZZ VW 01.2 E ' w 00s fW 061 O'Et' 0 8 l 9'W OLL S't't' 091 8'Eà OSl 8'29 0È 04it' OEI 0'9t' 021 L ' l t O ̂S'Là 001 8 ' l t ' 06 /'H' 08 L'Ot' OL L'Eà 09 9'Eà OS *'â‚ 0t' S'Eà Oe E'È oz t"8t' Z I 6'Eà s

L 2 L'Z 9' l 9'ZL S'8Ã l LCOZSd ..................................................................................................................................................................................... 9'5 L'Z L' 1 â ‚ ¬ O'EE 60L L'Z L'Z n L' L L'6S 8 'W OOL

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pvknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt [cm] [Gew.%] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PS2050 1 45.6

dichte (DMS) dichte dichte dichte

. [.g/ccml(g/ccm~ . . . . [.g/ccm~.... !g/=cm~ 2.7 2.7

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- tiefe

Wasser- Porositä Feuchtraurn- gehalt dichte

Feuchtraurn- Pyknorneter- dichte (DMS) dichte

Korn- Trocken- dichte dichte [a/ccrnl ta/ccml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

2,7 2,6 2,s 2.5 2,s 2,7 2,6 2,6 2-7 2,7 2,6 2,6 2,6 2.6 2,7 2,7 2,6 2,6 2,6 2,6 2,7 2,6 2.6 2,7 2.7 2,7 2,7 2,7 2,6 2,6 2,6 2,6 2,6 2,7 2,6 2,6 2,6 2,7 2,7 2.6 2,5 2.6 2-7 2,7 2,7 2,7 2,7 2,7 2,7 2,7 2-7 2,7 2,7 2,7 2.7 2,7 2,s 2,7 2,7 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2,7 0,8 2,7 0,8 2,7 0,8 2,7 0,7 2,7 0,8 2.8 0,7 2,9 0,8 2.7 0.8 2,8 0,7 2,8 0.8 2,7 0,8 2.7 0,8 2,7 0,9 2.7 0,8

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- dichte (DMS) dichte tiefe

[cml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240 250 255 260 270 280 290 300 31 0 320 330 340 350 360 370 376 390 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PS1575 2 11 20 26 28 35 45 55 60 65 72 80 90 100 110 120 130 140 150 160 169 175 180 186 189 191 194 204 214 220 225 235 245 255 260 265 270 277 285 290 293 303 31 3 323

dichte dichte

.[.g/ccm~. . [g/ccm~.. 2,7 0,8

. . . . . . . . .

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tiefe [ C ~ I . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 333 336 339 343 350 354 360 364 368 374 379 386 393 396 402 406 416 426 436 443 449 454 457 465 475 485 495 505 51 5 525 535 545 549 554 564 570 578 565 591 596 60 1 604 610 620 628 636 644 649 653 662 666 672 682 687 697 702 707 71 2 717 72 1 729 735 739 749 753 763 767 776 764 788 793 797 803

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pvknorneter- Korn- Trocken- gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

LGew:%l. .... [%I ............. [.@?!I ............. ~ . g / ~ c ~ l [ g / c c . ~ l . . . . . . . . [.g/ccml..... tg/cc.ml. 75.4 1.7 1.7 3 8 0.9

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraurn- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt

................ [cml. . ...... F.. 807 63.8

.........

dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte Wccml Ig/ccml W c m I ig/ccml [g/ccml ..........................................................................................................

1.6 1.7 2.6 0.9

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte

.................. [cml.. [Ge!!.%] . . . F l ............ [.gccml ..,........ [g/ccml[g/ccrnI ....... [g/ccml 660 72.5 2.6

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10 Anhang

Tab. Ii

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

. .......... . [cml . [Ge!?.%] . . . [%I ............ [g/ccml. ........ [.g/ccm! ........... M c c ml........ [.g/ccml.... [g/ccmI.. 506 78.3 2.5 0.6

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10 Anhang

Tab. II

Kern Kern- Wasser- Porositä Feuchtraum- Feuchtraum- Pyknometer- Korn- Trocken- tiefe gehalt dichte dichte (DMS) dichte dichte dichte

............... [ c m ~ [ ~ e w . % l . . . [%I .......... [.g/ccm~ ............. [.g/ccm~ .......... . ~ c c r n ~ ........ [g/ccm~. . [g/ccm~.. 1156 67,5 2,7 0.9

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10 Anhana

Tab. III

Kern Kerntiefe Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr)

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10 Anhang

Tab. 111

Kern Kerntiefe Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr) AI BaiAI

.......

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10 Anhang

Tab. 111

Kern Kerntiefe Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr) AI BaiAI

.... .... .............. ........................ k m 1 ~.w~u!?~.~I [pprnl 240 960 534 426

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10 Anhang

Tab. 111

Kern Kerntiefe Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr)

........................ !cm~ ............. ~~~ml[~pml[pprn!.. 110

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10 Anhang

Tab. 111

Kern Kerntiefe Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr) [Cm1 .............................................. 826

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10 Anhang

Tab. III

Kern Kerntiefe [cml ............................................. 1476 1486 1496 1506 1516 1526 1536 1546 1556 1566 1576 .............................................

Ba (gesamt) Ba (bio) Ba (terr) Ai BaIAI

. ~ . ~ P n i U . k ? ! ? ! ? Y . . . . b?P.!!l . . . t%l ......... x10-4 ....... 2266 1738 528 7.9 288 1691 1161 530 7.9 214 1682 1150 532 7.9 212 1601 1083 518 7.7 207 1590 1068 522 7.8 204

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Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR AR Ooal

.. .. [ka] [cmika] [g/mia] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 0.3 6,O 2.35

AR Ba (bio) AR Karbonat AR Corg [g/mzal [glmzal is1m2/al . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

0,02 0,lO 0,18

AR Quarz is/mUal . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

10,51 12,45 16,51 12,02 11,62 11,87 12,44 12,09 11.71 8,80 9,97 3.42 234 3,88 3,82 3,60 3,59 3,81 3,55 4,76 3,70 3.59 4,02 3.70 5,06 4,77 4.32 5,17 5,19 4,66 5,54

4.89 4.82 4.57 28,18 24,02 29,46 29,Ol 32,03 W 6 3 29,46 3 2 , s 31,48 21,67 26,73 25,85 29,36 32,76 29,60 25,39 29,21 22,12 20,08 1 9 , s 26,79 2 4 , s 19,20 21,52 21,78 4.61 4.51 4.84 5.26 5,19 5.32 5.99 6.59 4.34 5,21 8,14 4,80 5,94 7.05

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR AR Opal AR Ba (bio) AR Karbonat AR Cord AR Quarz

.......

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR [cml Wal [cnVkal ................................................................. 240 102,l 2,1

AR Opal AR Ba (bio) AR Karbonat

[g/m2/al .......... [.?!m2/al ........... (g/m?ai ..... 0,50 0.01 0.90

AR Corg [a/m2/al ...............

0,02 0,02 0,02 0,07 0,05 0,04 0,M 0,04 0,05 0,07 0,06 0,06 0,07 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,03 0,03 0,02 0,02 0,Ol 0,06 0.06 0.06 0.05 0.05 0.05 0.05 0,04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0,03 0,03 0,04 0,04 0,03 0,03 0,03 0,05 0,05 0,05 0,Ol 0,Ol 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 ............... 0,05 0,04 0,03 0,04 0,05 0,06 0,05 0,04 0,04 0,04 0,02

AR Quarz ia/m2lal .....................

2,20 2,55 2.76 6,45 10,76 8,Ol 6,94 937 8,51 9,75 7,52 10,23 11,05 2,42 2,17 2,85 2,62 3,15 2,08 3,75 4,82 5,61 737 8,71 6,20 6,90 6,lO 9,77 8,23 7.02 8,11 6.96 6,74 8,15 9,05 7,39 8,46 7,32 6.42 5,oo 8,60 6,04 4,48 3,91 5 8 5 8,24 8,93 787 569 5,62 787 6,99 0,40 0.47 294 3,29 3,03 3 , s 3,96 436 3.86 5.22 438 ..................... 1,73 2,Ol 1,91 2.56 4.56 4.05 2.79 3.71 2,91 2,75 7,28

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntlefe Alter SR AR Opal AR Ba (bio) AR Karbonat [ka] [cmka] [g/m2/a] [g/m2/a] ............................................................................. 32.4 3.6 1.12

AR Corq AR Quarz

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR

....

AR Opal AR Ba (bio) AR Karbonat AR Corg AR Quarz

.......... . . . [g/m2/aI Wm2/aI ........... [g/m2/a) . . .~ g/m2/al[g/m?al.. 0.00 0,03 0,02 3,75

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Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR AR Opal [g/m2/al ....................... 1,66

AR Corg [g/mz1a1 ..................... 0,04 0.03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,02 0,Ol 0,02

AR Quarz . [.$m2/a1 .....

3,62

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR AR Opal [9/m2/aI .....................

AR Ba (bio) AR Karbonat

. [.?!m2/al .......... .~.?!m?aI ......... 0,24 1.01 1,33 1,44 1,73 0,97 1,20 1,57 1 ,28 0,90 4,61 4.73 0.1 1 0,11 0,76 466 0,23 1,37 0,52 0,79 1,20 0.50 0,73 1,65 0,45 0,05 0,08 0,13 0,09 0,07 0,13 0,04 069 1,33 11,98 6.04 2,47 0,47 1,52 1,12 0,55 0,34 0,36 0.52 1.20 1,23 2,94 3,59 4,80 7,22 6,14 0,07 0,40 0.89 1,15 0,33 0,46 0,40 0,90 2,67 1.97 1 ,81 2,77 4,95 534 8,79 10,13 2,85 3,98 4,15 3/35 7,91 2.09 ........................................................

AR Corg i 9 ' m ~ a l .................. 0,02 0,04 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,04 0,04 0,04 0,04 0,05 0,04 0,04 0,03 0,04 0,04 0,03 0,04 0,04 0,04 0,05 0,05 0,04 0,03 0,Ol 0.01 0.01 0,Ol 0,Ol 0,Ol 0,08 0,06 0,05 0,013 0,06 0,07 0,06 0,06 0,06 0,07 0,05 0,06 0,07 0,06 0,07 0,08 0,07 0,m 0,05 0,08 0,09 0,09 0,08 0,03 0,02 0,02 0,02 0,04 0,05 0,04 0.04 0.04 0.04 0.03 0.03 0.05 0,04 0,04 0,04 0,06 0,06 ..................

AR Quarz

. [g/m2/a1 .... 1.64 5,92 6,16 5,78 6,36 5,Oo 6.90 5,67 5,13 5,02 8,24 9.52 4,49 6,02 8,86 531 5.13 4,59 4,96 6,81 5,31 5,23 5,19 694 7,57 647 1,15 1,45 1 ,23 1,48 1,45 1 ,24 6.83 9,05 7,06 7,70 7,29 7,51 8,23 9,35 9,25 9,28 7,97 8,30 9,92 8,39 11332 6.32 7,52 7,85 6,81 6.83 7.07 8,09 833 2,11 2,98 2,42 2,42 6,03 5,87 7,08 6,29 7,28 6,27 4,91 534 4,47 5.73 5,06 7,12 5,s 4,93 .........................

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10 Anhang

Tab. IV:

Kern Kerntiefe Alter SR AR Opal AR Ba (bio) AR Karbonat AR Corg AR Quarz

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10 Anhang

Tab. V:

Kern Kerntiefe icml . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PS1575 2 1 1 20 26 28 35 45 55 60 65 72 80 90 100 110 120 130 140 150 160 169 175 I80 186 I89 191 194 204 214 220 225 235 245 255 260 265 270 277 285 290 293 303 313 323 333 336 339 343 350 354 360 364 368 374 379 386 393 396 402 406 416 426 436 443 449 454 457 465 475 485 495 505 515 525

Ba (bio) flux P neu [pg/cmZ/a] [gC/m2/a] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3,l 14

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10 Anhang

Tab. V:

Kern Kerntiefe P neu [gC/rnZ/a] ...........................

3 8 11 9 12 10 7 8 12 11 7 3 3 4 6 7 7 8 12 13 7 7 6 9

20 18 14 19 16 13 4 1 1 1 1 1 1 1 5 14 10 8 4 4 3 3 1 0

........................... 87 63 41 29 24 20 13 12 3 2 3 4 5 3 4 5 4 6 5 7 7 8 8 5 7

182

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Tab. V:

Kern Kerntiefe P neu

!g~/m2/a1.

7 7

42 90 62 70 33 34 31 31 29 28 3 4 5 3 4 2 5 5 5 10 12 22 22 9

22 20 22 19 23 23 23 28 26 69 44 34 30 38 64 22 23 30 28 37 21 25 22 20 15 0 0 13 44 40 13 10 7 7 3 8 ................. 13 15 4 5 9 13 5 5 7 5

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10 Anhang

Tab. V:

Kern Kerntiefe Ba (bio) flux [ug/cm7Jal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1,9

1,9

2,o

2,2

2,2

3.6

1,3

3.5 2,5 3,6 3 2 3,7 3,3 7,8 8,9 11,o 14.2 14.1 13,9 12,7 14,8 14,4

16,8 7,O 5 5 9,2 7 2 8,s 8,8 10,6 6,8

3 8

3.7

3,3

4,6

3,8

3,1

3,5

4,1

2,:s

P neu PP [gClmUa] [gC/mZa] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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10 Anhang

Tab. V:

Kern Kerntiefe

km1 ................................. 826 836 846 856 866 872 882 887 892 899 909 919 929 940 946 952 958 966 972 979 986 992 996 1002 1006 1010 1016 1026 1036 1046 1056 1066 1073 1086 1096 1106 1116 1127 1137 1146 1156 1166 1171 1182 1192 1202 1206 1216 1226 1236 1246 1256 1266 1276 1282 1292 1302 1311 1316 1326 1336 1346 1356 1366 1376 1386 1396 1406 1416 1426 1436 1446 1456 1466

Ba (bio) flux [pa/cmaaI .....................

2,s 2,6

8,4 8,6 7.7 7.2 6.3 3.2 3.8 4,7 3,7 2,6 4,s 7.9 7.5 4,2 2,6 1.1 1 2 0 3 0,4 0.6 2,7 2.4 2.5 2,5

2,o

2,5

2,o

2,)

3,4 4.7 4 2 8.1 9.9 9.2 10.2 8 3 2,7 3,6 4,4 5,8 4,8 4.1

3.5

4.3

4,6

2,1

4,O

P neu

[g~/m2/a1 L....

10 11

62 64 54 50 40 14 18 26 18 11 24 57 53 22 11 3 3 0 1 1

12 9 10 10

7

10

7

8

16 26 22 59 79 72 83 61 11 17 24 35 27 21

16

23

25

8

70

185

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10 Anhang

Tab. V:

Kern Kerntiefe Ba (bio) flux P neu [crnl [pglcrn2ial [gC/rn2ia] ................................................................................................... 1476 7,8 56 1486 5,3 31 1496 5,1 30 1506 4,8 27 1516 4,6 25 1526 1536 1546 2 3 9 1556 1566 1576 2.3 9 ...................................................................................................